CAPITOLUL 13

S I S T E M U L M O R F O G E N E T I C P E R I G L A C I A R

(SMP)

Conceptul de periglaciar; definirea sistemului periglaciar; permafrostul; caracteristicile permafrostului; răspândirea permafrostului. Procese periglaciare; acţiunea îngheţ-dezgheţului; gelifracţia; elevaţia periglaciară; deplasările în masă periglaciare; procese de fisurare datorită îngheţului; nivaţia; activitatea fluvială; activitatea eoliană. Forme de relief periglaciare; terenuri structurate (patterned ground); forme periglaciare asociate permafrostului (pene de gheaţă, pingo, palsas, termocarstul); forme periglaciare asociate proceselor de versant (gelifluxiuni, câmpuri de blocuri, gheţarii de pietre, depozite de versant stratificate, forme rezultate în urma acţiunii conjugate a mişcărilor în masă şi a nivaţiei); forme periglaciare poligenetice (văile asimetrice, terasele de crioplanaţie şi criopedimentaţie). Climatele periglaciare şi limita acestora.

« Ceaţă, vânt, zăpadă şi tăcere…»

Esenin

13.1. Conceptul de periglaciar

Termenul de periglaciar a fost propus în 1909 de geologul polonez Walery Łozinsky pentru a caracteriza mediul în care au loc transformările rocilor în vecinătatea gheţarilor pleistoceni din Carpaţi. În prezent, noţiunea a căpătat un

209

conţinut mai complex şi se înţelege acel mediu natural în care acţiunea proceselor de îngheţ-dezgheţ este dominantă; prin urmare, acel mediu caracterizat prin temperaturi scăzute (negative). Cei mai mulţi autori înclină să considere că acest mediu se suprapune domeniului îngheţului veşnic (sau permafrostului, termen asupra căruia vom reveni). De aceea, expresia domeniului îngheţului veşnic este folosită adesea în locul celei de periglaciar. Trebuie precizat faptul că, limita inferioară, din punct de vedere al regimului termic, pentru dezvoltarea proceselor periglaciare este considerată izoterma anuală de + 3° C, limită până la care se pot produce solifluxiunile. În concluzie, noţiunea de periglaciar, introdusă pentru a indica poziţional arealul cu procese specifice climatului de la periferia calotelor glaciare, a fost lărgit ulterior şi aplicat şi altor regiuni cu condiţii climatice similare, uneori până la distanţe de 2000 – 3000 km de marginea gheţurilor veşnice (Siberia), pe măsura identificării suprafeţelor cu îngheţ veşnic (permafrost).

Fără a neglija ultimile păreri – care acordă termenului de periglaciar o mai mică importanţă poziţiei şi pune accentul pe condiţiile climatice de desfăşurare a proceselor –, se consideră că aplicarea noţiunii, prin echivalenţă, regiunilor restrânse şi insulare de pe culmile Carpaţilor cu altitudini de peste 2 000 – 2 200 m, aflate astăzi în plină zonă temperată, este forţată. Pentru aceste regiuni se foloseşte termenul de zonă sau etaj crionival, desemnând prin aceasta principalele procese de modelare actuală a reliefului, cu acţiune discontinuă (sezonieră) şi cu amploare diminuată faţă de regiunile tipic periglaciare, în antiteză cu zona sau etajul proceselor fluviale. Noţiunea de periglaciar se păstrează numai pentru Pleistocen, când teritoriul României se găsea într-un climat rece şi când solul se afla pe mari suprafeţe într-un regim de îngheţ permanent, fapt dovedit în depozite prin gelifracte, solifluxiuni, structuri specifice etc.

13.2. Definirea sistemului periglaciar

Sistemul morfogenetic al regiunilor reci cuprinde sistemul glaciar şi cel periglaciar, separate de un prag destul de clar, dat de temperaturile din timpul verii şi cantităţile de zăpadă căzute iarna. În cazul în care zăpada căzută în timpul iernii se poate topi pe parcursul verii imediat următoare, procesele periglaciare sunt acelea care contribuie la modificarea suprafeţei terenurilor. Atunci când zăpada căzută iarna este în cantităţi mari şi nu poate fi topită în timpul verii, prin diageneza zăpezii acumulate an de an se ajunge la formarea gheţarilor. În figura 13.1 este redat aceast prag, în funcţie de care s-au stabilit zonele în care pot apărea gheţari şi cele unde se manifestă condiţiile periglaciare. Sistemul glaciar este condiţionat de existenţa combinaţiei cantitate mare de zăpadă cazută iarna - temperaturi scăzute în timpul verii, pe când mediul periglaciar este favorizat de temperaturi mai crescute vara şi căderi mici de zăpadă iarna sau de o combinaţie ideală între acestea.

210

Fig. 13. 1. Pragul temperaturilor de vară şi al căderilor de zăpadă care separă zonele morfogenetice periglaciare şi glaciare (Chorley et al., 1985)

13.3. Permafrostul

Îngheţul veşnic, fenomen care, cel puţin pentru ţinuturile nordice şi ale extremului sud, contituie o caracteristică principală a evoluţiei actuale a mediului natural, are profunde implicaţii în activitatea economică de prospectare şi exploatare a resurselor naturale, a condiţiilor de habitat, în general. Dar acest fenomen, care în ultima perioadă rece a Cuaternarului (Würm) a cuprins vaste suprafeţe, până la latitudinea României şi chiar mai la sud, iar în emisfera sudică a ajuns până aproape de 40° latitudine, interesează, într-o bună măsură, teritorii mult mai întinse decât cele în care este în prezent. Identificarea efectelor îngheţului veşnic în litogeneză, morfogeneză, în evoluţia reţelei hidrografice, în evoluţia lumii plantelor şi animalelor este de un mare interes pentru reconstituirea condiţiilor de evoluţie a planetei în timpul perioadelor de răcire a climei. De aceea, lămurirea noţiunii de îngheţ veşnic prezintă importanţă, pe de o parte, pentru descifrarea trecutului reliefului şi condiţiilor bioclimatice, dar şi pentru cunoaşterea celor actuale din zonele cuprinse în aria temperaturilor medii anuale negative.

În limba română, expresia de îngheţ veşnic este o traducere a cuvântului din limba engleză permafrost pe care Muller l-a introdus în 1943 ca o abreviere pentru expresia permanently frozen; de asemenea poate fi considerat o preluare a termenului francez pergélisol care, tradus cuvânt cu cuvânt, înseamnă sol îngheţat permanent. Termenul consacrat de literatura ştiinţifică este însă cel de permafrost, pe care îl vom utiliza şi noi, referindu-ne la îngheţul veşnic sau solul îngheţat peren.

211

Fig. 13.2. Regimul termic în cadrul permafrostului (Chorley et al., 1985).

În definirea noţiunii de permafrost o problemă majoră o constituie prezenţa cuvântului “îngheţat” (frozen), care, evident, presupune un proces de transformare a apei din stare lichidă în gheaţă. Din această cauză unii specialişti consideră că definirea noţiunii trebuie raportată strict la solurile sau depozitele în care prezenţa gheţii este o realitate. Cea de-a doua opinie, care de altfel s-a impus cu prioritate, ia în considerare, în definirea permafrostului, în primul rând, faptul dacă sunt realizate condiţiile termice de temperaturi medii anuale sub 0°C mai mulţi ani de-a rândul, indiferent dacă solul sau depozitele conţin sau nu gheaţă. Prin urmare, permafrostul, aşa cum rezultă din dicţionarul termenilor consacraţi, este definit pur şi simplu ca o condiţie termică a solului, a depozitelor în general, după cum urmează: “o apariţie naturală de material care are o temperatură medie anuală mai mică de 0° C cel puţin doi ani consecutiv" (Brown şi Kupsch, 1974). Parţial sau în întregime, conţinutul de umezeală al solului poate fi îngheţat, ceea ce depinde însă şi de natura chimică a apei, de presiune, de forţa capilară a rocilor etc.

212

13.3.1. Caracteristicile permafrostului

Creşterea în grosime a permafrostului reflectă un bilanţ negativ al căldurii la suprafaţa solului, fapt pentru care stratul îngheţat în timpul iernii nu se dezgheaţă complet în timpul verii; dacă situaţia se repetă în anul următor, fenomenul de îngheţ migrează în adâncime. Cu alte cuvinte, ne aflăm în domeniul îngheţului veşnic sau al permafrostului.

Bilanţul termic la suprafaţa solului, pe de o parte, şi valoarea gradientului geotermic, pe de altă parte, determină grosimea permafrostului, baza acestuia fiind secţiunea unde se realizează o temperatură medie de 0° C (fig.13.2.). Se cunoaşte, de exemplu, că temperatura creşte pe măsură ce înaintăm spre interiorul Pământului cu aproximativ 1° C la circa 30 – 60 m adâncime. În acest caz, se consideră că baza permafrostului este adâncimea la care temperatura creşte (datorită căldurii interne a Pământului) până la depăşirea punctului de îngheţ de la suprafaţă. Dacă temperatura medie de la suprafaţă creşte, atunci şi baza permafrostului urcă, această urcare fiind, în primul rând, efectul fluxului caloric intern care, după unii specialişti poate atinge un ritm maxim de 2 cm/an de ridicare a bazei permafrostului. Când valoarea temperaturii medii anuale scade, baza permafrostului coboară.

Partea superioară a permafrostului supusă anual fenomenelor de îngheţ-dezgheţ, cunoscută sub denumirea de strat activ sau molisol (sol moale), are o grosime de 1 – 3 m sau mai mult (fig. 13.3.). În masa permafrostului pot apărea areale neîngheţate denumite zone talik. Aceste "buzunare" cu apă neîngheţată apar fie datorită căldurii latente rezultate în urma trecerii apei din stare lichidă în stare solidă, fie presiunii criostatice provenită ca efect al creşterii volumului apei îngheţate.

Fig. 13. 3. Nomenclatura formelor asociate permafrostului (Summerfield, 1997).

Regimul termic, corelat cu alţi factori, introduce o diferenţiere pregnantă în răspândirea permafrostului. Astfel s-a stabilit că la temperaturi medii anuale sub 7° C, – 8° C este localizată zona permafrostului continuu, între – 3° C şi – 2°C şi

213

– 7° C, – 8°C este zona permafrostului discontinuu, iar la temperaturi mai ridicate, până la – 1°C, – 2°C permafrostul are un caracter sporadic (fig. 13.4.).

Fig. 13.4. Tipuri de permafrost: A. continuu; B. discontinuu; C. sporadic; PF -

permafrost; SA - strat activ; T - talik. (Ritter, 1986)

Permafrostul continuu se caracterizează prin grosimi foarte mari, depăşind 100 m, iar în zonele circumpolare chiar până la 1000 m şi mai mult. Formează o zonă continuă şi are un strat activ cu o grosime mică (între 10 – 100 cm), temperaturile medii anuale de la suprafaţă ajungând până la valori de sub – 20° C şi mai coborâte, aşa cum este în Iakuţia.

Permafrostul discontinuu are apariţii insulare, grosimea de îngheţ permanent a solului putând varia de la 10 cm la circa 100 m, la limita cu permafrostul continuu; local poate depăşi această grosime.

Pentru a putea explica întreaga serie de fenomene periglaciare este necesară menţionarea şi a altor tipuri de permafrost:

(i) permafrostul uscat, caracterizat printru-un conţinut de gheaţă mai mic decât volumul porilor rocii supuse temperaturilor negative, fapt pentru care în timpul topirii gheţii solul nu are exces de umiditate;

(ii) permafrostul singenetic, format concomitent cu depunerea sedimentelor cuprinse de îngheţ, fiind tipic pentru regiunile deltaice din zonele nordice;

(iii) permafrostul epigenetic, cel mai răspândit, se formează după depunerea sedimentelor supuse îngheţului;

(iv) permafrostul stratificat constituie o formaţiune în care alternează strate îngheţate cu strate de depozite neîngheţate şi se întâlneşte foarte frecvent în limitele permafrostului discontinuu;

(v) permafrostul marginal se dezvoltă la limita inferioară a regiunilor cu temperaturi negative, dar apropiate de 0° C şi se menţine câţiva ani;

(vi) permafrostul în dezechilibru se caracterizează prin lipsa unui echilibru între regimul termic de la suprafaţa solului sau fundul oceanelor şi fluxul caloric dinspre interiorul scoarţei în sensul favorizării degradării permafrostului.

Formele şi tipurile de gheaţă din sol sunt foarte variate, în funcţie de regimul de umiditate, de vegetaţie, de granulometria şi stratificaţia depozitelor supuse îngheţului, de modul de repartiţie în sol. În ansamblu se disting două tipuri principale: gheaţă epigenetică (formată după depunerea sedimentelor în

214

care este înglobată) şi singenetică (formată concomitent cu depunerea sedimentelor).

Necesitatea de a lua în consideraţie o gamă largă de caracteristici ale prezenţei gheţii în sol a impus însă o clasificare care are şi o valoare practică, în cadrul căreia se disting şase tipuri de gheaţă (Mackay, 1972, Embleton, King, 1975):

(i) gheaţa din sol, formată prin concentrarea umidităţii proprii a solului şi care poate să se prezinte sub formă de gheaţă de segregaţie, gheaţă din porii rocilor şi ace de gheaţă. Gheaţa de segregaţie, numită şi gheaţă de tip Taber, reprezintă tipul cu cea mai largă arie de răspândire. Se formează prin migrarea apei libere în pori şi pe planurile de îngheţ, unde se dispun în "strate discrete" ce se adaugă de la un an la altul acumulând grosimi care uneori depăşesc 10 m. Nu este o gheaţă pură, ci se întrepătrunde cu strate minerale. De regulă, alternează strate de gheaţă cu strate de sol, iar în anumite condiţii se formează lentile de gheaţă cu dimensiuni mai mari (până aproape la 1 m). Cele mai importante procese de "deformare" a suprafeţei terenului sub influenţa gheţii, precum şi unele deformări ale depozitelor au drept cauză principală evoluţia acestui tip de gheaţă (involuţii, frost-heaving etc.). Acele de gheaţă sunt nişte colonete cu lungimi până la 5 - 7 cm ce se dezvoltă perpendicular pe suprafaţa de îngheţ şi au, în partea terminală superioară, granule de sol mineral; nu se dezvoltă izolat ci în "pachete", iar la dezgheţ dispar, granulele de sol mineral deplasându-se spre partea inferioară a poziţiei iniţiale de pe suprafaţa versantului, fenomen denumit pipekrake. Acele de gheaţă apar ca o consecinţă a îngheţării bruşte a solului umezit, iar aria de apariţie se extinde mult şi în afara domeniului permafrostului, inclusiv în zonele temperate cu variaţii bruşte de temperatură toamna sau primăvara, care oscilează în jurul temperaturii de îngheţ;

(ii) penele de gheaţă (includ vine de gheaţă, pene de gheaţă şi gheaţa din fracturile tensionale) constituie cele mai spectaculoase apariţii de acest gen în sol. Sunt mase de gheaţă caracterizate printr-o structură foliată paralel sau subparalel, cel mai adesea în planuri verticale sau înclinate. Văzute în plan au forma unor bare lungi de câteva zeci de metri, uneori doar de câţiva cm, care pătrund în sol pe adâncimi până la 4 - 6 m şi uneori mai mult, iar în secţiune transversală au forma unor pene (trunchiuri cu vârful cel mai ascuţit în zona de pătrundere şi adâncire continuă a creşterii lor);

(iii) gheaţa de intruziune (care include barele de gheaţă şi pingo) se formează prin pătrunderea sau injectarea apei sub presiune în porii depozitelor sau între stratele geologice. În acest fel apar corpuri de gheaţă sub formă de bare. Cele mai spectaculoase sunt însă nişte imense discuri de gheaţă numite pingo;

(iv) gheaţa extrusivă, se formează prin îngheţul apei râurilor şi izvoarelor, în contact cu aerul rece. În acest mod, uneori se pot forma "movile" de gheaţă cu o înălţime de până la 20 m;

(v) gheaţa de sublimare, se poate forma în cavităţile închise sau deschise ale solului prin trecerea directă a vaporilor în cristale de gheaţă;

215

(vi) gheaţa îngropată apare atunci când părţi restrânse dintr-un gheţar sau fragmente izolate de gheaţă sunt îngropate de avalanşe de roci, de alunecări sau de viituri ale râurilor, situaţii în care masa de gheaţă este înglobată solului persistând o vreme îndelungată.

Foto 13.1. Permafrost vizibil în malul fluviului Mackenzie, Canada (Nat. Res. of Canada, 2000)

Grosimea permafrostului şi a stratului activ nu depinde numai de bilanţul caloric, ci şi de o serie de factori cum ar fi: alcătuirea litologică, gradul de acoperire cu zăpadă, covorul vegetal, morfologia terenului etc. De exemplu, în aceeaşi fâşie latitudinală sau mai bine spus, în aceleaşi condiţii de temperatură, în depozitele argiloase grosimea stratului activ este mai mică decât în condiţiile prezenţei unor depozite cu granulometrie grosieră; de asemenea, în ariile depresionare, chiar la mici excavaţii, grosimea este mai mică decât pe ariile mai ridicate. Prin cercetările efectuate în delta fluviului Mackenzie, Mackay (în perioada 1972 - 1987) a stabilit o serie de corelaţii între grosimea permafrostului, tipuri de depozite (după granulometrie), microrelief, vegetaţie şi temperatură.

Pentru calculul grosimii permafrostului se consideră un gradient geotermic mediu de 1° C/50 m. Cunoscându-se valoarea temperaturii medii de la suprafaţa solului se poate aprecia grosimea. De exemplu, la o temperatură medie anuală de – 10° C, grosimea permafrostului este de circa 500 m. Dar nu întotdeauna această grosime creşte constant, în raport de celelalte două condiţii principale, respectiv bilanţul termic de la suprafaţa Pământului şi fluxul caloric intern, întrucât intervin o serie de factori locali, ca: prezenţa unor importante mase de ape, conductivitatea termică diferită a rocilor, precum şi succesiunea în timp a unor stări climatice, acestea din urmă determinând faze de agradare (dezvoltare a permafrostului) cu faze de degradare (distrugere).

216

Fig. 13.5. Efectele unor factori naturali asupra răspândirii şi grosimii permafrostului (Ritter, 1986)

În cazul maselor de apă se apreciază, de exemplu, că dacă un lac nu îngheţă până la fund, sub ele nu există permafrost sau se consideră că zona de dezgheţ se apropie mult de baza permafrostului. Dacă cea mai mică lăţime a unui lac sau a unui curs de apă este cel puţin jumătate din grosimea permafrostului zonelor înconjurătoare, atunci este posibil ca sub această masă de apă, solul să se menţină peste temperatura de realizare a îngheţului peren până în baza permafrostului regiunilor vecine (fig. 13.5.).

13.3.2. Răspândirea permafrostului

După cum s-a arătat izoterma medie anuală de 0°C constituie limita domeniului îngheţului veşnic sau a permafrostului. De la această izotermă spre poli, adevărata vară lipseşte. Cele câteva luni cu temperaturi peste 0°C (uneori înregistrându-se valori incredibil de mari pentru aceste regiuni, de exemplu, 38°C în Iakuţia) nu pot compensa rigoarea generală a climatului. Dominant rămâne climatul în care se înregistrează temperaturi negative foarte coborâte, cu valori medii ale lunii celei mai reci sub - 40°C.

Teritoriile cuprinse în acest domeniu, spre regiunile polare ca şi din masivele montane înalte, ocupă peste 20 % din suprafaţa uscatului. După Washburn (1979, citat de Summerfield, 1997), distribuţia permafrostului în principalele regiuni ale globului este următoarea: Emisfera nordică - 22, 35 mil. km2 (din care, 7,64 mil. km2 permafrost continuu şi 14,71 mil. km2 permafrost discontinuu); Antartica - 13,21 mil. km2 (numai permafrost continuu); munţi înalţi - 2,59 mil. km2 km2 (numai permafrost discontinuu), ceea ce înseamnă, în total, circa 38,15 mil. km2 (din care, 20,85 mil. km2 permafrost continuu şi 17,30 mil. km2 permafrost discontinuu).

Summerfield (1997) a alcătuit o hartă a răspândirii actuale a permafrostului (fig. 13.6.) numai pentru emisfera nordică, de unde reiese clar că aria îngheţului veşnic coboară în zona Siberiei până la sud de paralela de 50° latitudine nordică. Pe această hartă nu sunt trecute însă, ariile cu permafrost din principalele masive montane: Munţii Stâncoşi, Munţii Mauna Kea (din Hawaii), Munţii Alpi, Fujiyama etc. De asemenea, se observă că atât pe teritoriul Canadei cât şi pe cel al Rusiei limita sudică a îngheţului peren coboară până la latitudini mijlocii. Cauza o constituie prezenţa permafrostului relict, care nu s-a degradat în perioada postglaciară cuaternară şi se află în continuitate cu aria permafrostului actual.

Referindu-ne la principalele zone actuale incluse ariei permafrostului consemnăm următoarele observaţii care pot fi utile la explicarea altor fenomene specifice acestor regiuni: pe teritoriul Rusiei, din care aproape 50 % este ocupat de permafrost, zona de la est de Obi se află practic, în întregime în acest regim, iar grosimea permafrostului descreşte dinspre coasta Oceanului Artic spre sud, de

217

la 500 - 600 m în zona Verhoiansk-Kolîma, la 100 m în apropierea graniţei cu Mongolia. O grosime foarte mare a permafrostului se înregistrează în nordul Iakuţiei unde ajunge la peste 1500 m (tabel 13.1.).

Acestă situaţie constituie o abatere mare de la raportul dintre temperatura medie anuală şi grosimea permafrostului. După unii specialişti, cauza o constituie pătrunderea unor ape sărate suprarăcite la adâncime, iar alţii cred că este vorba de permafrost relict, format în alte condiţii decât cele actuale. Mai există un fenomen căruia până acum nu i s-a găsit o explicaţie unanim apreciată, şi anume: permafrostul siberian este mult mai "rece".

Valoarea treptei geotermice este cuprinsă, în Siberia, între 40-170 m adâncime, pentru creşterea temperaturii cu 1°C, iar în zonele neîngheţate ajunge la 1°C/135 m. În schimb, în America de Nord, în zona permafrostului, s-a constatat un gradient mai mic, de 1°C/20 m, în apropierea marilor râuri şi de 1°C/55 m în apropierea oceanului. Prin urmare, grosimea permafrostului din Siberia, ca abatere de la corelaţiile care există între regimul termic de la suprafaţă şi mărimea treptei geotermice, este considerată un efect al evoluţiei geologice diferite de a nordului continentului american, în timpul glaciaţiilor cuaternare.

Canada şi Alaska reprezintă alte două mari regiuni ale domeniului îngheţului veşnic. În prima, permafrostul ocupă circa 50 % din suprafaţă, iar în a doua circa 80 %. Limita sudică ajunge până la sud de Lacul Sclavilor şi apoi la sud de Golful Hudson, unde grosimea ajunge la 60 - 90 m, pentru ca în arhipelagul canadian să depăşească 500 m şi mai mult. Grosimea maximă se înregistrează în Insula Baffin, unde ajunge la circa 1000 m. Atât pe teritoriul Rusiei, cât şi pe cel al Alaskăi şi Canadei, în limitele ariei permafrostului, temperaturile medii anuale scad sub –20°C. Cu toate acestea, ne aflăm în afara calotei glaciare, iar gheţarii sunt sporadici; ba mai mult, în zone cu temperaturi medii anuale de –10°C există păduri. După opinia celor mai mulţi specialişti, cauza lipsei gheţarilor o constituie climatul secetos, cu precipitaţii foarte puţine. Cât despre avansarea mult spre nord a pădurilor, aceasta se datorează faptului că limita ecologică a pădurilor, din punct de vedere al raportului cu regimul termic, o constituie izoterma de 10°C a lunii celei mai calde. Ori, în regiunile siberiene,

chiar dacă valorile temperaturilor medii anuale scad sub 0°C, iar iernile sunt extrem de geroase, faptul că vara se înregistrează, timp de mai multe luni, temperaturi medii de peste 0°C (cu valoarea medie a lunii celei mai calde de 10°C), permite avansarea pădurii mult spre nord.

218

Fig. 13.6. Distribuţia permafrostului continuu şi discontinuu în emisfera nordică. Cifrele indică punctele de observaţie din tabelul 13.1. (Summerfield, 1997).

Tabel 13.1. Adâncimea aproximativă a bazei permafrostului şi condiţiile predominante de temperatură în diverse puncte din emisfera nordică (Summerfield, 1997).

Punctul de observaţieAdâncime

a(m)

Temperatura medie

anuală a aerului (°C)

Temperatua solului (°C) la adâncimea indicată

(m)

Rusia1. Râul Markha, curs superior 1450–

1500– – –

2. Udokan 900 –12,0 –3,3 5003. Tiksi 630 –14,0 –3,3 5004. Mirnâi 550 –9,0 –1,8 3005. Râul Viliui, vărsare 420 –10,0 –1,0 2406. Norilsk 325 –8,0 –7,5 507. Iakutsk 198–250 –10,1 – –8. Vorkuta 131 – – –Canada9. Winter Harbour 557 –16,0 – –10. Resolute 396 –16,2 –5,6 13511. Delta Mackenzie 18–366 –9,1 la –11,3 -0,4 la –6,0 1412. Port Radium 107 –7,1 – –13. Inuvik >91 –9,6 –3,3 8–3014. Schefferville >76 –4,5 –1,1 la –0,3 8–5815. Churchill 30–61 –7,2 –2,5 la –1,7 8–1616. Dawson 61 –4,7 – –Alaska

219

17. Prudhoe Bay 610 – – –18. Barrow 204–405 –12,0 –6,3 17919. Fairbanks 30–122 –3,5 –7,0 2520. Nome 37 –3,5 – –

În contrast cu aceste regiuni ale permafrostului se plasează Antarctica şi

Groenlanda, care se caracterizează prin prezenţa calotelor glaciare groase. În aceste două regiuni, mai ales în Groenlanda, situaţia este destul de interesantă deoarece prin extinderea şi grosimea mare a gheţii ar fi de aşteptat să ne aflăm în întregime în domeniul permafrostului continuu. Totuşi, lucrurile stau altfel. De exemplu, în Groenlanda, unde temperatura medie anuală este de – 31°C, în partea centrală şi de –18°C - –14°C în zonele de ţărm şi chiar extremul nord (în timpul verii, temperaturrile medii sunt de –11°C în partea centrală şi depăşeşte 0°C până la 5°C în zonele de ţărm şi chiar extremul nord), permafrostul continuu se extinde până la sud de paralela de 66°, în partea de vest a insulei şi urcă la circa 70° latitudine pe ţărmul estic, în sudul căruia se află permafrostul discontinuu. Această limită "traversează" gheţarul groelandez, iar partea cea mai de sud a insulei, respectiv la sud de 62 – 63° latitudine, se află în zona permafrostului sporadic, deşi este în vecinătatea calotei. Acest paradox se explică prin instalarea unui bilanţ termic pozitiv în partea de sud. Cât priveşte grosimea permafrostului, ea variază între 150 – 500 m la Thule, în Groenlanda (aproape de paralela de 78° latitudine), unde stratul activ are între 0,5 – 2 m, şi scade la 25 – 125 m în sudul insulei.

Un alt paradox al răspândirii permafrostului îl constituie permafrostul marin. Acesta reprezintă o formă relictă, fiind format în condiţiile în care o mare parte din coastele şi chiar din fundul mărilor bordiere arctice erau exondate în urma regresiunii marine, datorată, la rândul ei acumulării apei în gheţari. În acestă perioadă, nivelul general al Oceanului Planetar a scăzut cu cel puţin 110–120 m şi întinse suprafeţe au rămas supuse îngheţului veşnic; prin încălzirea generală a climei în postglaciar, nivelul Oceanului Planetar a crescut, atingând situaţia actuală, iar unele suprafeţe cu permafrost au rămas în domeniul marin. Explicaţia: apele marine fiind sărate, au un punct de îngheţ mai scăzut decât al apelor dulci şi stau într-o stare de suprarăcire (între 0°C şi – 1,6°C), conservând permafrostul relict. Grosimea permafrostului submarin ajunge la peste 150 m şi chiar 500 m (în Marea Beaufort).

13.4. Procesele periglaciare

13.4.1. Acţiunea îngheţ-dezgheţului. Gelifracţia

Unul dintre cele mai frecvente procese din zonele periglaciare este îngheţ - dezgheţul, prin care se ajunge la distrugerea reţelei de minerale ce formează structura rocilor compacte, transformându-le în fragmente din ce în ce mai mici. Aceasta depinde şi de intensitatea gerului, precum şi de structura rocii, natura

220

cimentului etc. De obicei, rocile masive puternic cimentate reflectă mai bine acest proces.

În timpul îngheţului se degajă presiuni foarte mari asupra rocilor. S-a calculat că prin îngheţarea apei se ajunge la o presiune de maximum 2100 kg/cm2, la – 22° C şi descreşte la temperaturi mai joase. Într-un corp solid elastic, cum este considerat solul îngheţat, transferul de căldură se face prin conducţie (după cum se ştie, transmisia căldurii se face prin conducţie, prin radiaţie şi prin convecţie). Coborârea temperaturii provoacă o contracţie, iar ridicarea temperaturii o dilatare. Repetarea acestor procese duce la distrugerea reţelei în care sunt dispuse mineralele care alcătuiesc roca. Întotdeauna conducţia are tendinţa de a duce la egalizarea temperaturilor dintr-un corp, fenomen, practic, nerealizabil. De aceea, în diferite părţi ale solului sunt temperaturi diferite. Prin urmare se menţine o "curgere" continuă de căldură de la zonele calde spre cele reci. Toate punctele dintr-un corp care, la un moment dat au aceeaşi temperatură, se găsesc într-un plan numit suprafaţă izotermă. Când această suprafaţă evoluează, este numită suprafaţă tranzitorie, când staţionează se spune că se află în regim permanent. Astfel de stări se creează îndeosebi atunci când solul este învelit cu un strat gros de zăpadă sau când starea de regim permanent are loc de la o anumită adâncime, de unde influenţa variaţiilor de temperatură dinspre suprafaţa solului este foarte redusă. În cazul regimului permanent, gradientul termic este rectiliniu şi simetric în raport cu un plan orizontal median (plan neutru) al corpului supus fluxului caloric şi nu au loc flexurări sau fisuraţii orizontale în masa corpului. Dimpotrivă, când solul se află în regim termic tranzitoriu, gradientul termic devine disimetric în raport cu planul median şi în sol apare un cuplu de flexiune care curbează stratele şi produce fisuraţii. Cu cât variaţiile termice de la suprafaţa solului sunt mai puternice, regimul termic tranzitoriu are o dinamică mai accentuată şi efectul de distrugere asupra rocilor este mai mare.

Dinamica câmpului termic are consecinţe directe în evoluţia stării de presiune în care se află solul sau rocile îngheţate, în general. De obicei, schimbările bruşte de temperatură ale regimului tranzitoriu, în condiţiile câmpului termic negativ, provoacă o îngheţare a apei din pori sau aflată pe suprafeţe de strat. Aceasta duce la o dilatare a rocii; bulele de aer din gheaţă, ca şi spaţiile porilor rocii, contribuie, într-un fel, la reducerea presiunii, încât valorile calculate de maximum 2100 kg/cm2 nu se realizează.

În desfăşurarea acestui proces de dezagregare intervin şi alţi factori, cum ar fi: prezenţa umezelei, natura rocilor (alcătuire mineralogică, tipul cimentului, prezenţa stratificaţiilor etc.), mărimea şi durata ciclurilor gelive. Referitor la mărimea ciclurilor gelive, respectiv ciclurile de îngheţ - dezgheţ, s-au diferenţiat două cicluri "etalon", în funcţie de care se apreciază intensitatatea gelifracţiei (procesul de dezagregare a rocilor sub influenţa regimului îngheţ - dezgheţului) şi anume: ciclul de tip insular, cu o durată de aproximativ 24 ore şi o diferenţă de temperatură între + 7° şi – 8°C şi ciclul siberian, cu o durată de circa trei zile şi salturi de temperatură între + 15° şi – 30°C. Acestea sunt tipurile principale, dar

221

în raport cu condiţiile climatice, chiar în arealul permafrostului se diferenţiază o gamă largă de cicluri gelive.

Procesul complex de acţiune a îngheţ - dezgheţului în dezagregarea rocilor se numeşte gelifracţie, iar materialele de dezagregare rezultate se numesc gelifracte. În masivele muntoase care au fost sau sunt în zona de îngheţ veşnic, astfel de formaţiuni ocupă întinse suprafaţe de versanţi şi formează aşa-numitele câmpuri de blocuri, iar pe pantele abrupte, adevărate curgeri de pietre, de unde denumirea de râuri de pietre.

De regulă, acţiunea dezagregării este mai intensă pe versanţii cu o înclinare mare, deoarece gelifractele sunt uşor antrenate în mişcare prin procesele de versant (rostogoliri, creep etc.) şi expun permanent roca la gelifracţie. Dezagregarea, pe de o parte, degajarea versanţilor de gelifracte, pe de altă parte, evidenţiază anumite ruperi de pante ale versanţilor, ceea ce constituie elemente de plecare în formarea şi evoluţia unor abrupturi. Fireşte că acest complex de procese acţionează pe toţi versanţii unui masiv muntos aflat în aria temperaturilor ce favorizează gelifracţia; intensitatea depinde însă de expoziţia pe care o are fiecare versant, pe cei însoriţi ciclurile gelive (ca amplitudine) fiind mai mari. Fenomenul geomorfologic cel mai important determinat de aceste procese îl constituie retragerea versanţilor (în sensul deplasării abrupturilor spre partea superioară a versanţilor) până la intersecţia versanţilor opuşi ai unei culmi muntoase, situaţie când culmea ia pentru început aspectul unei creste ascuţite, apoi se transformă într-un aliniament de înălţimi izolate cu aspect de relief ruiniform (turnuri, stânci bizare etc.).

Cercetările efectuate în diferite părţi ale globului asupra retragerii abrupturilor de gelifracţie arată un ritm de distrugere de până la 0,7 – 1 mm/an, iar valoarea medie se estimează la 0,3 – 0,6 mm/an.

13.4.1.1. Procese de crioturbaţie

În domeniul periglaciar, procesele de crioturbaţie sunt responsabile de cele mai importante şi complexe morfologii tipice acestor regiuni. Crioturbaţia (grecescul cryos- rece, latinul turbare - deranjare) este ansamblul deranjamentelor şi deplasărilor materiei ce au loc în sol, scoarţa de meteorizare sau în roci neconsolidate sub efectul îngheţ-dezgheţului. Procesele de crioturbaţie includ elevaţia periglaciară şi împingerea laterală, fisurarea datorită îngheţului, gelicreep-ul, gelifluxiunile etc., acţiunea acestora ducând la apariţia terenurilor cu desene periglaciare sau terenuri structurate (patterned ground), a cutărilor regulate (involuţii, plicaţii), a lobilor de gelifluxiune etc.

13.4.1.1.1 Elevaţia periglaciară (frost-heaving) şi împingere laterală periglaciară (frost thrusting)

Aceste două tipuri de procese se referă la mişcarea pe verticală (frost-heaving) sau pe orizontală (frost thrusting) a particulelor minerale ca urmarea a

222

îngheţului din sol (şi în principal a formării gheţii de segregaţie). Predominant este procesul de elevaţie periglaciară (frost-heaving) în care domină mişcarea pe verticală a particulelor minerale supuse presiunii criostatice, cum mai este denumită presiunea generată de îngheţ; deplasarea se face fie pe planuri de îngheţ, determinate de migrarea apei, fie pe planuri create de diferenţele de densitate a materialelor supuse îngheţului. În general, se evidenţiază bine când fragmentele de rocă de dimensiuni mai mari sunt prinse într-o matrice fină. Aceasta permite o mai uşoară deplasare a fragmentelor grosiere, care pot atinge dimensiunile unor bolovani, şi o redresare a lor cu axa mare pe verticală. Măsurători ale vitezei mişcării fragmentelor de rocă supuse fenomenului de frost-heaving au arătat o valoare cuprinsă între 1,5 – 5,8 mm/an la o adâncime de 20 cm faţă de suprafaţa solului, în domeniul umed, şi 0,8 – 1,4 mm/an în domeniul mai mult sau mai puţin uscat, la aceeaşi adâncime. Acest fenomen constituie explicaţia a numeroase cazuri de "scoatere" din sol a unor piloni de poduri construite în zonele permafrostului. Numeroasele studii de teren din zonele cu permafrost au confirmat deplasările pe verticală şi orizontală a particulelor minerale din sol, propunându-se diferite mecanisme pentru explicarea acestui fenomen. Două dintre aceste mecanisme, explicate cu ajutorul ipotezei extragerii prin îngheţ (frost pull) şi a ipotezei împingerii prin îngheţ (frost-push), încearcă să dea o explicaţie plauzibilă desfăşurării proceselor de frost-heaving şi frost-thrusting. Ele sunt larg acceptate în literatura de specialitate şi de aceea insistăm asupra lor.

Foto 13.2. Conducta de petrol transalaskiană afectată de frost-heaving (stânga). Ace de gheaţă la suprafaţa solului, lungi de 3 – 4 cm. Formarea acelor de gheaţă însoţeşte procesul de frost-heaving (dreapta) (M. Clarke)

Ipoteza extragerii prin îngheţ (frost pull) arată că fragmentele de rocă împreună cu materialele mai fine sunt ridicate vertical spre suprafaţă ca urmare a contractării solului prin îngheţ. În timpul dezgheţului, materialele mai fine

223

coboară concentrându-se în jurul fragmentelor de rocă mai mari, a căror bază rămâne încă îngheţată (fig. 13.7.). Ulterior, se topeşte şi gheaţa de sub aceste fragmente de rocă, iar cavităţile formate sunt umplute treptat cu materialele fine prin împingere laterală (frost-thrusting) a materialelor, spre această zonă cu rezistenţă mică.

Fig.13.7. Modul de deplasare al pietrelor ca urmare a proceselor de îngheţ-dezgheţ (Ritter, 1986).

Ipoteza împingerii datorate îngheţului (frost-push) se bazează pe faptul că fragmentele de rocă individuale se constituie în conductori mult mai eficace ai căldurii decât solul poros. În consecinţă, blocurile de rocă se vor răci mult mai repede, astfel încât prima gheaţă care se va forma de-a lungul planurilor de îngheţ va fi tocmai cea din jurul şi mai ales de la baza pietrelor, ceea ce va contribui la împingerea spre suprafaţă a acestora. Fenomenul formării gheţii cu precădere în apropierea fragmentelor de rocă din sol nu este o simplă supoziţie ci a fost pe deplin observat; la fel şi faptul că dezgheţul apare prima dată în jurul pietrelor. Probabil, uneori, materialul dezgheţat de la partea superioară a blocurilor va înregistra o migrare slabă, iar cel de la baza rocilor rămâne în continuare îngheţat ceea ce împiedică revenirea la poziţia iniţială a clastelor. În acest context se înţelege că forma pietrelor din sol are o mare importanţă; spre exemplu, particulele sub formă de pană aşezate cu partea mai îngustă în jos, întâmpină o rezistenţă mult mai mare pentru a reveni la poziţia iniţială.

13.4.1.1.2. Deplasările în masă datorită acţiunii îngheţului. Involuţiile.

Deplasarea în masă constituie un proces de transfer local a materialelor componente ale solului ca un rezultat al acţiunii îngheţului. Deplasările verticale sunt mult mai evidente însă, pot să apară şi deplasări pe orizontală. Cauza majoră a deplasărilor în masă o constituie, probabil, presiunea criostatică care ia naştere în zonele cu sol neîngheţat (talik) sau în alte sedimente prinse între partea superioară a permafrostului şi frontul de îngheţ.

224

Foto 13.3. Deplasări gravitaţionale în domeniul permafrostului (malul fluviului Mackenzie).

Fig. 13.8. A. Involuţii periglaciare pleistocene din Dobigniewo, Polonia: 1, nisip grosier; 2, nisip mediu. B. Turbidite marine

terţiare cu structuri de tip involuţii. C. Involuţii produse în condiţii de laborator: 1, argilă; 2, nisip (Enciclopedia geomorfologică, 1968).

Adesea, în numeroasele deschideri din terenurile care au fost supuse îngheţului din zona permafrostului, dar care astăzi nu se mai află în astfel de condiţii, pot fi identificate deformări tipice ale depozitelor, ce descriu linii curbe ale traseului liniilor de stratificaţii. Acestea sunt denumite involuţii şi se formează în procesul genezei gheţii de segregaţie, ca efect al presiunii stratului de gheaţă de la partea superioară a molisolului (stratul activ) şi a permafrostului. Procesul are loc astfel: în condiţiile unui strat activ cu exces de umiditate, îngheţul lent imprimă o presiune spre masa depozitelor încă neîngheţate, dar aflate într-o stare de vâscozitate, ce permite deplasarea particulelor şi orientarea lor spre zonele cu presiune mai mică; pe de altă parte, migrarea particulelor spre baza stratului activ este limitată de presiunea pe care o exercită partea superioară a permafrostului; se formează un fel de "curent" de mişcare a particulelor, care, din cauza inegalităţii presiunilor la care este supus, urmează o deplasare mai mult sau mai puţin sinusoidală. Apar astfel involuţii, care în raport cu stadiul de evoluţie ne pot da imaginea condiţiilor geotermice ale solului. Spre exemplu, involuţiile sub formă de coloane sau falduri indică cel mai riguros climat periglaciar.

13.4.1.1.3. Procese de fisurare datorate îngheţului (frost cracking)

Prin acest proces la suprafaţa terenurilor apar o serie de deschideri (crăpături) datorate contracţiei termice la temperaturi mai mici decât cele de

îngheţ. Se consideră că apariţia

225

reţelelor de fracturi poligonale se datorează, în principal, acestui proces, cu toate că forme similare se pot forma şi ca urmare a proceselor de fracturare datorită deshidratării (desiccation cracking) şi de fracturare prin dilatare (dilatation cracking). Poligoanele de fisuri datorate îngheţului au, în mod obişnuit, lăţimi de 5 - 30 m observându-se că distanţa caracteristică dintre acestea este de 2 - 3 ori adâncimea fisurii. Cu toate că prezenţa acestora este semnalată şi în afara zonei permafrostului, zona propice de acţiune a proceselor de fisurare o constituie regiunile cu îngheţ peren şi cu o cantitate însemnată de gheaţă în sol.

Foto 13.4. Fisurarea unui bloc de rocă prin frost-cracking (imegine preluată de pe site-ul Virtual Geomorphology).

De asemenea, s-a observat o diminuarea a frecvenţei acestor fisuri odată cu creşterea grosimii stratului de zăpadă. În acest sens, se pare că rata de descreştere a temperaturii este mult mai importantă decât temperatura minimă înregistrată. Odată fisura apărută va începe să fie "umplută" cu gheaţă deci, iniţierea formării penelor de gheaţă.

13.4.1.1.4. Gelicreep-ul (frost-creep)

La fel ca şi celelalte tipuri de creep, reprezintă procesul de deplasare lentă şi individuală a particulelor ca rezultat al schimbărilor de volum de la nivelul solului şi sub influenţa gravitaţiei. Se deosebeşte de celelalte tipuri de creep prin faptul că îngheţ-dezgheţul este responsabil de apariţia ciclurilor contracţie-dilatare. Iniţial, particulele individuale de sol sunt "ridicate" perpendicular pe suprafaţa terenului. În timpul dezgheţului acestea sunt afectate numai de gravitaţie şi au o mişcare pe un traseu aproximativ paralel cu panta versantului. Odată cu apariţia îngheţului, datorită fenomenului de contracţie, particulele pot să

se deplaseze pe o direcţie verticală, de sens contrar primei, de unde şi denumirea de mişcare retrogradă (fig. 13.9.).

226

Fig. 13.9. Calea mişcării în lungul versantului a unei particule sub acţiunea combinată a creepului de îngheţ şi solifluxiunea (adaptare după Washburn, 1979).

Studiile efectuate în nord-estul Groenlandei (Washburn, 1967) arată că acest proces este dominant acolo unde solul conţine o proporţie însemnată de silt, iar panta terenului este cuprinsă între 10° şi 14°.

13.4.1.1.5. Solifluxiunea

Termenul de solifluxiune a fost folosit pentru prima dată pentru a descrie deplasarea lentă a părţii superficiale a unui sol supraumezit. Deoarece în definirea acestui proces nu există şi elemente de restricţie climatică s-a propus termenul de gelifluxiune (Bauling, 1957) care se referă la deplasarea solului pe un substrat îngheţat. Procesul de solifluxiune este mult mai activ în zona îngheţului peren, deoarece apa rezultată prin dezgheţarea stratului activ nu poate pătrunde dincolo de limita superioară a permafrostului. În timpul verii solul este supraumezit ceea ce face să se comporte ca un fluid vâscos. În asemenea condiţii materialele pot să se deplaseze chiar pe pante mai mici de 1°, dar mişcarea maximă se înregistrează pe pante cuprinse între 5° - 20° (peste această valoare a pantei solul se drenează mult mai repede).

Se poate trage concluzia că umezeala mare a solului constituie cauza principală a declanşării proceselor de solifluxiune, însă au fost consemnate numeroase cazuri şi în condiţiile unei mai slabe saturări. Alţi factori, precum granulometria depozitelor, panta şi vegetaţia au un rol local destul de important. De exemplu, pietrişurile şi nisipul grosier se drenează foarte repede în comparaţie cu argilele şi solurile siltice, care, din această cauză sunt foarte susceptibile la solifluxiune. Ratele de deplasare prin procese de creep şi solifluxiune din nord-estul Groenlandei şi alte regiuni sunt redate în tabelul 13.2. Aceste rate sunt prezentate cumulat pentru că nu se poate stabili cu exactitate cât din totalul deplasărilor aparţine proceselor de gelicreep şi cât celor de gelifluxiune.

Foto 13.5. Lobi de solifluxiune şi terasete, Lewis Hills, Newfoundland (Ritter, 2001).

227

Tabel 13.2. Valori ale ratelor de deplasare prin creep periglaciar şi gelifluxiune (Ritter, 1986)

Rata (cm/an) Panta ( ° ) Sursa2,0 15 Rapp, 1960

0,9 – 3,7 10 – 14 Washburn, 19671,0 – 3,0 3 – 4 Jahn,1960

5,0 – 12,0 7 – 15 Jahn,196010,0 20 Williams, 19662,5 6 – 13 Benedict,19702,6 2,5 – 4 French, 1974

13.4.2. Nivaţia (acţiunea zăpezii)

Nivaţia constituie un proces complex caracteristic zonelor cu îngheţ veşnic şi, îndeosebi, ariilor montane şi are loc ca o "acţiune totală" exercitată de zăpadă şi firn, de la eroziunea mecanică, la cea chimică, apoi la transport şi acumulare, toate cu efecte foarte importante în morfologia terenurilor. Printre cele mai importante procese geomorfologice pe care le realizează zăpada se numără acţiunea de "conducere" a formării abrupturilor de gelivaţie şi procesul de transport prin intermediul avalanşelor. Acţiunea de transport a zăpezii este cel mai bine reliefată de avalanşe. Acestea sunt procese mecanice care apar pe versanţii înzăpeziţi, de regulă la obârşia unor torenţi unde s-au acumulat importante cantităţi de zăpadă. De altfel, ca şi torenţii, au o zonă de alimentare sau de plecare (un bazin de recepţie), apoi un culoar central de deplasare şi o zonă de debuşare sau de împrăştiere. Condiţiile favorabile de formare sunt: un strat gros de zăpadă pe marginea superioară a unui abrupt, un plan de alunecare pe o crustă îngheţată de zăpadă din perioadele anterioare sau, în unele situaţii, îmbibarea cu apă şi creşterea greutăţii zăpezii în urma topirilor ori a ploilor care produc un dezechilibru.

Volumul de zăpadă pus în mişcare poate fi enorm, din care cauză are efecte dezastruoase pentru păduri, căi de comunicaţii sau alte construcţii.

13.4.3. Activitatea fluvială

Efectul activităţii fluviale în modelarea reliefului din regiunile periglaciare este mult diminuat, deoarece perioada de manifestare a acestora este mult mai scurtă în comparaţie cu a celorlalte procese. Vara se produc inundaţii care câteodată capătă amploare deosebit de mare.

228

Fig. 13.10. Regimul debitelor unor râuri din zona periglaciară a Americii de Nord (Summerfield, 1997)

Cauzele producerii sunt, în primul rând, de ordin termic: pe de o parte salturile bruşte de temperatură, de la cele negative la cele pozitive, în cele câteva luni în care mercurul urcă peste 0°C, pe de altă parte, menţinerea solului îngheţat, ceea ce reduce considerabil, ba chiar anulează, în unele cazuri, infiltraţia; în al doilea rând, sunt cauze de ordin geomorfologic specifice mediului periglaciar, şi anume: prezenţa albiilor minore puţin adânci, anastomozate şi împletite (aceste râuri neavând un regim hidrodinamic de intensă activitate geomorfologică, albiile lor sunt, la un moment dat, pur şi simplu barate de aluviunile propriului râu); o altă cauză este lipsa vegetaţiei, al cărei rol în regularizarea scurgerii pe versanţi şi a curgerii în general este cunoscut.În condiţiile periglaciare, topirea zăpezii are un răspuns hidrologic rapid deoarece permafrostul controlează scurgerea prin impermeabilitatea sa. Aceasta este şi cauza pentru care râurile mici înregistrează cu mare fidelitate mersul regimului termic prin variaţia volumului scurgerii, iar aceste influenţe sunt identificate până la nivelul variaţiilor zilnice (fig. 13.10.).

Studiind îndeaproape organizarea şi modalităţile de scurgere a apei într-un ţinut arctic (caracterizat prin temperaturi medii anuale de – 18°C, în iulie o temperatură medie de + 3,3°C şi precipitaţii de circa 86,7 mm/an), Pissart (1976) a arătat o serie de elemente specifice producerii scurgerii în asemenea condiţii, şi anume: (i) topirea zăpezii se face progresiv, dar în mai multe faze succesive. Local, zăpada se topeşte sub acţiunea radiaţiei solare chiar când temperatura aerului este sub 0°C, iar acolo unde pe zăpadă există praf eolian, topirea se face mai repede; (ii) apa topită în prima fază se infiltrează în zăpadă şi se scurge la limita dintre stratul de zăpadă şi solul îngheţat, apoi apare o scurgere în suprafaţă, pe zăpadă, care poate forma fronturi cu lărgimi până la 10 – 15 m. Cu timpul se formează o albie pe zăpadă, dar din cauza variaţiei temperaturii, care în timpul nopţii coboară sub 0°C, cel puţin în prima fază a începerii dezgheţului, frontul

229

acestor albii îngheaţă şi apa nu ajunge întotdeauna la albia râului colector. După ce acţiunea de scurgere "învinge" zăpada şi gheaţa de pe versant şi apa ajunge în albia râului colector principal, se produc fenomene specifice albiei; (iii) apa curge la început în albii, pe zăpadă şi gheaţă şi numai după un timp se ajunge la scurgerea pe aluviunile albiilor. Fenomenul se desfăşoară lent pentru că apa sosită în albii este încărcată cu zăpadă şi gheaţă, dar trecerea la scurgerea pe aluviuni se face brusc, când este şi momentul declanşării unor inundaţii de amploare.

În general, din cauza scurgerii subnivale pe versanţi, încărcătura în suspensii a râurilor din domeniul îngheţului veşnic este foarte mare, iar valoarea debitului solid, în total, este cu mult peste cea pe care o au râurile de la latitudini medii. Se apreciază de altfel un ritm de eroziune până la 441 mm/ 1000 ani. Datorită aportului lateral de aluviuni în unele sectoare ale râurilor se formează acumulări în trepte, denumite terase fluvio-periglaciare.

La nivelul versanţilor scurgerea în suprafaţă şi în adâncime acţionează puţin în timpul verii contribuind la formarea depozitelor de grézes-littées, a glacisurilor, a ravenelor (în depozite slab consolidate) sau la degajarea reţelelor de poligoane.

13.4.4. Activitatea eoliană

În zonele periglaciare eolizaţia (procesul de modelare a reliefului prin acţiunea vântului, termen folosit de multe ori numai pentru regiunile periglaciare, unde vântul este încărcat cu cristale de gheaţă) se impune prin polizarea rocilor, formarea reliefului ruiniform, depuneri de loess, formarea de dune care însă, nu ating extinderea celor din deşerturile fierbinţi. De asemenea, acţiunea vântului se conjugă cu acţiunea zăpezii, a dezagregărilor şi a altor procese. Ceea ce favorizează o intensă activitate a vântului este lipsa unui covor vegetal consistent, o cantitate redusă de precipitaţii şi, evident, o viteză mare a vânturilor. În primul rând, eolizaţia se impune în modelarea reliefului de creste şi stânci izolate. În acest sens, vântul acţionează ca un proces complementar al dezagregărilor şi nivaţiei, contribuind la degajarea versanţilor de depozite ce rezultă din procesele de gelifracţie. Din cauza vitezei mari pe care o au şi a transportului aerian de depozite în imediata apropiere a suprafeţei solului, vânturile au o puternică acţiune de distrugere asupra rocilor consolidate, dând naştere la forme bizare: reliefuri de turnuri, stânci suspendate, stânci de diferite forme, stânci cu excavaţii de tipul marmitelor (stânci tafonate) şi o întreagă gamă de pietre polizate (dreikantere = pietre făţuite, cu două sau mai multe feţe şi muchii; gliptoliţi = roci rotunjite).

Procesul de acumulare eoliană este foarte important, însă dunele formate în condiţiile îngheţului veşnic au o evoluţie diferită faţă de a celor din deşerturile toride. De obicei, vântul a construit cele mai importante forme de acumulare în lungul ţărmurilor marine şi lacustre sau pe malurile râurilor. Prezenţa zăpezii şi a

230

gerului în anumite intervale duce la formarea pe suprafaţa dunelor a unor creste dure, rezistente la eroziune; aceasta schimbă ritmul acumulărilor făcând posibilă chiar instalarea unui regim de "fixare" a dunelor prin îngheţ şi formare a penelor de gheaţă, care contribuie la mărirea gradului de stabilitate. Se formează aşa-numitele pavaje nivoeoliene, caracterizate printr-o succesiune ritmică de nisipuri, de la cele grosiere la cele fine. Astfel de formaţiuni sunt frecvente în vecinătatea marilor râuri. Selby et al., (1974) au studiat dunele din partea de sud a teritoriului Victoria (Antarctica) şi au constatat că aici se întâlnesc aproape toate tipurile de dune ce pot fi identificate şi în deşerturile toride, cu menţiunea că sunt mult mai mici; au înălţimi până la 10 – 13 m, lungimi până la 330 – 350 m, iar lăţimi până la 180m.

Foarte discutată este originea eoliană, în condiţii periglaciare, a loessului (rocă necoezivă, de culoare galbenă, alcătuită în principal din particule de cuarţ şi particule calcaroase) din Europa, Asia şi America. Opiniile asupra acestor depozite sunt foarte diferite, dar o mare parte dintre specialişti consideră că originea lor este eoliană. Când se are în vedere originea eoliană a loessului se vorbeşte în mod curent de un loess rece (depus în condiţii periglaciare), aşa cum sunt depozitele din America de Nord, din Europa şi Pampasul argentinian, şi de un loess cald cum este cel din Asia Centrală.

13.5. Forme de relief periglaciare

13.5.1. Desene periglaciare (patterned ground)

Regiunile periglaciare sunt adesea caracterizate de prezenţa aranjamentelor specifice ale materialelor la suprafaţa terenurilor sub forme geometrice distincte. Acestea sunt cunoscute, în general, sub denumirea de desene sau figuri periglaciare (patterned ground) şi includ forme de tipul poligoanelor, cercurilor, benzilor etc. În literatura geomorfologică românească toate aceste forme sunt reunite sub denumirea de soluri poligonale. În literatura de specialitate se menţionează numărul foarte mare de termeni (nu mai puţin de 63, cf. Sharp, 1942) utilizaţi în diferite limbi pentru a defini asemenea microforme. Genetic, ele sunt rezultatul anumitor procese de crioturbaţie, iar în relief se imprimă printr-un aspect geometric dominant. Este şi motivul pentru care se preferă termenul de patterned ground, iar în limba română am considerat sugestiv termenul de desene periglaciare şi nu soluri poligonale care este restrictiv.

231

Foto 13.6. Desene periglaciare în domeniul permafrostului, supranumite şi soluri poligonale (imagini preluate de pe site-ul Agriculture and Agri-Food Canada).

Desenele periglaciare apar cu o mai mare frecvenţă în zonele cu permafrost, însă prezenţa lor nu este strâns legată de existenţa îngheţului veşnic. Pot fi observate în cele mai diverse domenii ale zonei periglaciare, cât şi în regiunile temperate şi intertropicale, însă aici apar numai la mari înălţimi, în depresiuni închise şi fără vegetaţie.

Descrierea şi clasificarea modelelor decorative ale epidermei de sol a constituit obiectul preocupărilor multor specialişti, însă cu toate acestea nu există, până în prezent, un punct de vedere unanim recunoscut privind geneza acestora. Din această cauză, se afirmă că desenele periglaciare sunt cele mai cunoscute forme periglaciare şi în acelaşi timp, cele mai confuze în privinţa mecanismelor de formare.

Cea mai uzitată clasificare este cea realizată de Washburn (1956) care ia în consideraţie două criterii de bază: (i) forma geometrică (cerc, poligon etc.) şi (ii) gradul de sortare a materialelor constituiente. Conform acestei clasificării se pot recunoaşte cinci tipuri principale de desene periglaciare: cercuri, poligoane, reţele, terasete şi benzi (sau soluri striate) (tabel 13.3., fig. 13.11.), fiecare cuprinzând subtipurile sortat şi nesortat. Unghiul pantei constituie un factor adiţional. Cercurile, reţelele şi poligoanele sunt comune suprafeţelor netede, în timp ce terasetele şi benzile (solurile striate) tind să se formeze pe terenuri cu pante cuprinse între 5 şi 30°, cu forme de tranziţie ce apar în cazul pantelor de 2 - 5°. Pe suprafeţele cu pante mai mari de 30° mişcările în masă sunt, în general, mult mai active, ceea ce constituie un impediment în apariţia desenelor periglaciare.

Fig. 13.11. Desene periglaciare în relaţie cu panta terenului (Whittow, 1984).

232

Poligoanele. Se dezvoltă, în general, pe suprafeţe netede, aproape orizontale. Poligoanele sortate sunt conturate de segmente drepte, alcătuite din pietre, care înconjoară partea centrală formată din materiale mai fine. Diametrul poligoanelor variază de la câţiva centimetri până la peste 10 m şi apar mai mult grupate decât individuale. Dimensiunile pietrelor care marchează limitele cresc direct cu mărimea poligoanelor şi descresc cu adâncimea.

Poligoanele nesortate se diferenţiază de cele sortate prin următoarele elemente: (i) acestea nu mai sunt delimitate de fragmente de rocă, ci de o reţea de fisuri care împrejmuiesc o zonă centrală bombată. Uneori, datorită presiunii exercitate de gheaţa din aceste fisuri, marginile poligoanelor sunt mai ridicate decât partea centrală; (ii) dimensiunile sunt considerabil mai mari decât a tipurilor sortate, adesea depăşind 100 m în diametru; (iii) pot să apară şi pe versanţi cu o înclinare de până la 31°. Poligoanele nesortate sunt adesea asociate cu reţelele de pene de gheaţă. Poligoanele de pietre apar mai ales în arealul permafrostului sau cu un sezon rece extrem de aspru, unde alternanţa îngheţ-dezgheţ a provocat deplasări diferenţiale ale particulelor, scoţând la suprafaţă pe cele mai grosiere şi deplasându-le prin triere spre periferia poligoanelor de sol.

Cercurile. Cercurile sortate au o bordură din pietre de formă circulară, iar diametrul acestora poate fi de la câţiva centimetri până la mai mulţi metri. Ca şi în cazul poligoanelor, mărimea fragmentelor de rocă este în strânsă corelaţie cu dimensiunea cercului şi descreşte cu adâncimea. Spre deosebire de poligoane, cercurile pot apărea grupate sau singulare. Cercurile nesortate se caracterizează prin absenţa de la periferie a materialelor grosiere, acestea fiind delimitate, adesea, de vegetaţie care înconjoară partea centrală, alcătuită din materiale mai fine. Apar izolate sau grupate şi au dimensiuni tipice între 0,5 - 3 m. Se întâlnesc atât în zonele polare cât şi în cele alpine, prezenţa acestora nefiind limitată doar la arealul permafrostului. Urdea (2000) prezintă un caz excepţional de cerc de pietre pe platoul situat la sud de Vf. Valereasa, Retezat. Cu un diametru de 18 - 20 m, inelul este format din gelifracte dispuse oarecum haotic, dar majoritatea pe cant, care închid în interior o suprafaţă înierbată de 4,3 m diametru.

Foto 13.7. Cerc de pietre pe o insula din partea de vest a Norvegiei. Cercurile au aproximativ 2 m în diametru (Perkins, 2003).

233

Fig. 13.12. Terasete: a, b. Terasete sortate; c. nesortate (Washburn, 1956).

Reţele periglaciare (nets). Termenul de "reţea" (nets) a fost introdus de Washburn (1956) pentru a denumi acele grupuri de desene priglaciare ale căror "ochiuri" nu sunt nici circulare, nici poligonale. Apar, în general, pe suprafeţe aproape orizontale. Reţelele sortate constituie tipuri intermediare ale cercurilor şi poligoanelor sortate şi au o bordură formată din elemente mai grosiere care înconjoară materiale mai fine. De asemenea, reţelele nesortate apar ca forme intermediare între cercurile şi poligoanele nesortate (nu au periferia alcătuită din pietre).

Un tip particular de reţea nesortată cu "ochiuri" sub forma unor movile acoperite de vegetaţie îl constituie muşuroaiele înierbate (earth hummocks – engleză; thufur – islandeză, marghile – română). În studiul realizat de Urdea (2000) pentru Munţii Retezat se arată că aceste microforme apar pe suprafeţe plane sau uşor înclinate (maximum 10 - 12°), în general la peste 1800 m. Dimensiunile lor ating 40 - 50 cm înălţime şi 60 - 90 cm în diametru, având forma unor calote circulare sau uşor eliptice, acoperite cu Sphagnum, Polytrichum, Carex curvula, Nardus stricta, Festuca supina şi mai rar Vaccinium.

Terasetele, treptele (steps). Terasetele sortate (terasete împrejmuite de pietre - stone-banked terraces; ghirlande de pietre – stone garlands) au forma unor trepte, cu o sortare crescândă a pietrelor care înconjoară materialele mai fine, înspre marginea din avale. Acestea apar, de regulă, grupate. De obicei, au lăţimi de 1 – 3 m, cu contururi paralele între ele, iar lungimea înspre avale în jur de 10 m. În partea dinspre avale a acestor terasete grosimea materialelor grosiere de la periferie este mult mai mare formând adevărate taluzuri de formă convexă (fig. 13.12.a.). Terasetele nesortate (turf-banked terraces) sunt, de asemenea, de forma

234

a.b.

c.

unor trepte, însă nu mai au marginile înconjurate de pietre ci de vegetaţie (fig. 13.12.c.).

Benzile (stripes). Sunt aliniamente de pietre, vegetaţie sau soluri pe versanţi cu o înclinare mai mare decât în cazul celorlalte forme. Tipurile sortate (solurile striate) sunt de forma unor benzi de pietre separate de fâşii cu materiale mai fine sau de vegetaţie (fig. 13.13.).

Fig. 13.13. Benzi (soluri striate) (Whittow, 1986)

Tabel 13.3. Principalele caracteristici ale formelor care intră în componenţa structurilor periglaciare (Washburn, 1979, din

Summerfield, 1997)

Cercurile

Apar izolate sau grupate. Dimensiuni tipice între 0,5 - 3 m. Tipurile nesortate sunt înconjurate de vegetaţie, iar cele sortate sunt delimitate de pietre a căror dimensiuni cresc proporţional cu mărimea cercurilor. Se întâlnesc atât în zonele polare cât şi în cele alpine, prezenţa acestora nefiind limitată doar la arealul permafrostului. Cercurile nesortate apar şi în mediile din afara zonei periglaciare.

Poligoanele

Apar grupate. Dimensiunile poligoanelor nesortate variază de la forme mici (< 1 m lăţime) la forme cu diametrul mai mare de 100 m. Pentru poligoanele sortate dimensiunile maxime sunt în jur de 10 m. Marginile poligoanelor sunt delimitate de pietre şi materiale mai fine.Formele nesortate sunt conturate de şanţuri sau fisuri. Anumite tipuri de poligoane apar şi în deşerturile fierbinţi, însă formele tipice se dezvoltă în arealele cu îngheţ. Poligoanele de pene de gheaţă se formează numai în condiţiile prezenţei permafrostului.

Reţele Sunt forme de tranziţie între cercuri şi poligoane. De obicei, au dimensiuni mici (< 2 m lăţime). Muşuroaiele înierbate (earth hummocks) reprezintă movile alcătuite din materiale argilo-nisipoase, în amestec cu pietricele colţuroase, acoperite cu vegetaţie (muşchi, ierburi higrofile, ericacee etc.).

Forme de versant, trepte, terasete

(steps)

Apar pe versanţi uşor înclinaţi. Acestea au un contur paralel sau o formă alungită, lobată înspre avale datorită antrenării în mişcare de către solifluxiune. Formele lobate sunt cunoscute sub denumirea de ghirlande de pietre (stone garlands). Pot fi sau nu acoperite de vegetaţie.

Benzi (stripes)Se formează pe versanţi cu înclinare mai mare decât în cazul terasetelor. Benzile sortate apar sub forma unor fâşii paralele succesive de materiale

235

mai grosiere şi mai fine orientate perpendicular pe curbele de nivel. Tipurile nesortate sunt delimitate de vegetaţie. Apariţia acestora nu este restrânsă numai la mediile periglaciare.

În general, aceste forme trec de la una la alta odată cu creşterea pantei, de la poligoane la reţele sortate sau de la terasete la benzi. Benzile au, de obicei, lăţimi de la câţiva centimetri la mai mulţi metri. Lungimea acestora poate să depăşească uneori 100 m. Ca şi la celelalte tipuri sortate, pietrele de dimensiuni mari sunt asociate benzilor cu lungimi şi lăţimi apreciabile. Benzile nesortate constau dintr-o alternanţă de linii paralele acoperite cu vegetaţie, separate de unele nude.

13.5.2. Forme periglaciare asociate permafrostului

13.5.2.1. Penele de gheaţă

Originea penelor de gheaţă este foarte controversată, dar se pare că cei mai mulţi adepţi îi are teoria contracţiei termice. Pe scurt, potrivit acestei teorii procesul se desfăşoară astfel: în zona permafrostului, în iernile reci când şi stratul activ îngheaţă, datorită contracţiei provocate de ger se formează fisuri (crăpături) (fig. 13.14.) cu lărgimi până la 2 – 3 cm şi pe o adâncime, de asemenea, nu prea mare, de câţiva cm; acestea sunt fisuri de tensiune. În timpul dezgheţului stratului activ, aceste fisuri din permafrost sunt umplute cu apă, care la ivirea gerului îngheaţă, iar solul îngheţat, contractat, nu mai revine la loc, spaţiul respectiv fiind ocupat de gheaţă. Mai mult, iarna următoare se reînnoieşte tensiunea provocată de îngheţ, fisurile din iarna precedentă se "redeschid" şi se creează astfel condiţiile pentru mărirea volumului "vânei" de gheaţă ce a umplut fisura primară, căci la noul dezgheţ al stratului activ (molisolului) se adaugă apă în crăpătura deja mărită datorită forţelor tensionale ale contracţiei; procesul continuă atâta timp cât permafrostul este în echilibru.

Fig. 13.14. Reprezentarea schematică a formării penelor de gheaţă (Hamelin, Cook, 1967).

Când permafrostul intră în dezechilibru, respectiv când începe degradarea lui, gheaţa se topeşte şi crăpătura este umplută cu material mineral (ice-wedge casts). Dar nu întotdeauna forma de "pană"

236

imprimată de dezvoltarea gheţii se conservă căci, din cauza topirii gheţii din permafrost, depozitele în care s-a format crăpătura se deformează, astfel încât aspectul general al umplerii penelor este cel al unor pungi, numite şi pungi periglaciare; cele mai tipice pungi periglaciare care au la origine penele de gheaţă au formă de molar.

Foto 13.8. Pană de gheaţă, Alaska (T. Pewe).

Formarea penelor de gheaţă presupune existenţa unui climat extrem de rece, întrucât s-a dovedit, de exemplu, că o contracţie a permafrostului se face la temperaturi de – 15°C, – 20°C. Prezenţa penelor de gheaţă indică un climat cu temperaturi medii anuale de cel puţin – 5°C, iar după unii, de – 8°C. În asemenea condiţii s-a constatat că ritmul anual de creştere (în diametru) a penelor de gheaţă variază între 0,5 – 1 mm pe an.

Penele de gheaţă nu apar izolat. De regulă se formează reţele de poligoane de pene de gheaţă (ice-wedge polygons) cu diametrul de la câţiva cm (când dimensiunile penelor sunt mici) la câţiva zeci de metri; în Canada, Alaska şi Iakuţia s-au întâlnit poligoane cu diametrul de peste 40 m. De fapt, aceste poligoane sunt nişte suprafeţe de teren separate de filoane de gheaţă ce mulează crăpăturile de ger în sol (respectiv penele de gheaţă). Terenurile pe care se formează sunt alcătuite, în general, din depozite slab consolidate şi au o înclinare generală sub 7°. Pentru că pe direcţia filoanelor (penelor) de gheaţă există exces de umiditate, în anumite condiţii microclimatice apar arbori care se înrădăcinează numai pe aceste direcţii. Situaţia este favorabilă depistării unor structuri cu ajutorul fotogramelor.

În condiţiile permafrostului uscat, unde apa de topire este în cantităţi reduse, fisurile pot fi umplute cu loess sau alte materiale minerale, formându-se astfel penele de nisip.

La noi în ţară, în condiţiile ultimei glaciaţii din Cuaternar, s-au format pene periglaciare care au avut la origine aşa-numitele pene de gheaţă. Ele nu au avut amploarea din regiunile nordice actuale, dar au ajuns la grosimi de 50 – 60 cm şi adâncimi de peste 1 m. O reţea foarte deasă de pene de gheaţă a fost în partea de sud şi sud-est a ţării, reţea dedusă din depozitele de umplutură ale unor asemenea pene ce s-au format în baza ultimului strat de loess. La Costineşti, se poate observa în faleză o reţea de micropoligoane formată din depozite ce au mulat vechile pene de gheaţă. Din cauză că dimensiunile penelor de gheaţă sunt mici, ele au fost denumite şi franjuri periglaciare.

Regiunile cele mai propice formării penelor de gheaţă la noi în ţară au fost depresiunile intracarpatice (îndeosebi cele datorate lanţului vulcanic Căliman–Harghita, Depresiunea Maramureş, Depresiunea Braşov etc.), unde inversiunile de temperatură au determinat ierni foarte geroase şi în condiţiile climatului

237

periglaciar, când întreg teritoriul României era inclus în arealul izotermelor anuale negative.

13.5.2.2. Pingo

Pingo sunt movile de formă conică, mai mult sau mai puţin asimetrice, cu o baza circulară sau ovală, având diametrul de mai multe sute de metri şi o înălţime ce ajunge la 50 - 60 m, uneori chiar mai mult. Termenul de pingo (ceea ce în limba eschimoşilor înseamnă formă conică) a fost introdus pentru prima dată de Porsild în 1938, după care a fost larg utilizat în literatura occidentală. În literatura rusă se utilizează mai des termeni precum naledii, bugors, bolguniak sau hidrolacoliţi (cu dimensiuni mult mai reduse). Din punct de vedere genetic se deosebesc două tipuri de pingo: în sistem închis sau tip Mackenzie, corespund zonelor de agradare a permafrostului continuu, slab drenate şi deci cu un exces de umiditate; în sistem deschis sau est-groelandez asociat cu degradarea permafrostului discontinuu.

Foto 13.9. Pingo, nordul Canadei (imagine de pe site-ul Virtual Geomorphology).

Pingo în sistem închis sau tip Mackenzie sunt, în general, localizate pe amplasamentul unor foste lacuri. Din cele 1380 de pingo cartografiate de Stager (1956) în delta râului Mackenzie, 98 % sunt legate de existenţa lacurilor. În zonele în care permafrostul continuu are o grosime destul de mare (mai multe sute de metri în Iakuţia centrală; 400 - 600 m în delta râului Mackenzie) sub majoritatea lacurilor mai adânci se dezvoltă aşa-numitele talik-uri (zonă cu depozite neîngheţate). Existenţa talik-urilor este pusă, pe de o parte, pe seama faptului că în timpul iernii îngheţul nu ajunge până la fundul lacului, iar pe de altă parte, vara, razele solare produc o încălzire mai puternică a apei, astfel încât temperatura înregistrată la fundul lacului va fi mai ridicată decât a solului din zonele înconjurătoare. În cazul în care grosimea stratului de apă se reduce ca urmare a colmatării cuvetei lacustre, depozitele de pe fundul lacului încep să îngheţe ajungându-se atfel la un talik închis (înconjurat din toate părţile de depozite îngheţate). Presiunea criostatică rezultată în urma agradării continue a

238

permafrostului conduce la expulzarea apei spre suprafaţă, unde va îngheţa formându-se un sâmbure de gheaţă. Acest sâmbure de gheaţă va deforma sedimentele lacustre favorizând apariţia unei movile (pingo) (fig. 13.15.).

Pingo în sistem deschis sau est-groelandez îşi are originea în îngheţarea apelor freatice aflate sub presiune sau a apelor libere care pătrund în sol şi circulă pe sub un permafrost discontinuu subţire, spre baza versanţilor. Din această cauză, în mod obişnuit, pingo în sistem deschis apare la baza versanţilor, la contactul cu fundul văilor. Iniţial, la baza versanţilor prin îngheţarea apelor freatice se va forma un sâmbure de gheaţă care va fi ridicat spre suprafaţă datorită presiunii hidrostatice. Cu timpul va lua naştere o movilă de dimensiuni diferite în funcţie de condiţiile locale (fig. 13.15.).

Fig. 13.15. Formarea celor două tipuri de pingo (în sistem închis şi deschis) (Chorley et al., 1985) (explicaţii în text).

Topirea corpurilor de gheaţă aflate în sol duce la schimbarea formei pozitive de teren într-o depresiune mărginită de un "val" de pământ care a rezultat, la rândul lui, din deplasarea continuă, spre periferie, a solului, pe măsura creşterii sâmburelui de gheaţă (acesta ridicându-se deasupra suprafeţei terenului, determină o alunecare a depozitelor spre periferie).

13.5.2.3. Palsas-urile

Termenul de palsas a fost introdus în literatura ştiinţifică după 1910 pentru a indica formele pozitive (sub formă de movile circulare sau alungite) apărute în turbării, ca urmare a dezvoltării în sol a gheţii de segregaţie. Însă, asemenea

239

forme au fost observate şi în regiunile lipsite de un strat de turbă sau cu unul foarte subţire, de aceea se pot deosebi palsas minerale şi organice. În concluzie, palsas-urile, care apar îndeosebi în regiunile cu permafrost discontinuu, se diferenţiază de pingo prin prezenţa cuverturii organice şi a gheţii de segregaţie în sol.

13.5.2.4. Termocarstul

Prin noţiunea de termocarst, introdusă în 1932 de Ermolaev, se înţeleg acele procese de formare, prin surpare sau coborârea suprafeţei terenului, în general, a unor excavaţii, ca efect al schimbărilor termice din sol sau al topirii gheţii de la partea superioară a permafrostului. În linii mari, este vorba de depresiunile ce se formează prin topirea gheţii din sol. Baza explicării apariţiei fenomenelor de termocarst o constituie faptul că într-un mediu periglaciar activ există o relaţie între factorii climatici, hidrologici şi morfologici. Echilibrul celor trei factori este marcat prin prezenţa permafrostului şi a stratului activ, cu grosimi mai mult sau mai puţin constante. Schimbarea climatului sau accelerarea unor procese care acţionează asupra stratului activ pot provoca dezechilibrul. Jahn (1972), după ce face precizări asupra semnificaţiei de bilanţ termic anual (suma totală a temperaturilor dintr-un an), bilanţ denudaţional (raportul dintre eroziune şi acumulare, unde predominarea eroziunii înseamnă bilanţ pozitiv), explică astfel raporturile dintre principalii factori de evoluţie ai termocarstului: (i) dacă bilanţul termic este negativ în întregul an (permafrostul rămâne intact, nu se topeşte) şi de asemenea, dacă bilanţul denudaţional este tot negativ (suprafaţa terenului nu coboară), nu se formează termocarst; (ii) dacă unul dintre cele două bilanţuri este de semn contrar, în raport cu celălalt, sunt condiţii de formare a termocarstului: astfel, menţinându-se bilanţul termic negativ dar trecându-se la o intensă eroziune, stratul va compensa partea erodată de la suprafaţă, iar lentilele de gheaţă (care erau în permafrost), vor ajunge în domeniul stratului activ, se vor topi şi, în consecinţă, vor apărea denivelări, deasupra lor înscriindu-se concavităţi; (iii) dacă bilanţul termic este pozitiv, dar bilanţul denudaţional se menţine negativ, va avea loc o creştere în grosime a stratului activ (pe baza consumării permafrostului), lentilele de gheaţă masivă (ce erau în permafrost) rămân în domeniul stratului activ din cauza coborârii bazei acestuia, iar topirea lor va determina apariţia formelor de termocarst.

Cele mai frecvente forme de termocarst au ca punct de plecare topirea reţelei de pene de gheaţă. Fenomenul se produce atât pe suprafeţe plane relativ orizontale, dar şi pe versanţii care au o înclinare mai redusă; pe versanţi însă, rolul principal în declanşarea producerii carstului termic îl are denudaţia, care duce la o permanentă deplasare în adâncime a stratului activ, în sensul că eroziunea părţii superioare este compensată prin coborârea bazei sau a suprafeţei de contact cu permafrostul. Unii specialişti vorbesc chiar de "văi termocarstice" pe versanţi, procese produse în principal prin alunecarea gheţii din sol.

240

Pe suprafeţele relativ plane se formează uneori depresiuni denumite termodepresiuni, umplute, în marea lor majoritate, cu apă în acest caz purtând numele de termolacuri sau lacurile de topire (thaw lakes). Acestea sunt cele mai răspândite "rezultate" ale termocarstului şi unele dintre cele mai caracteristice forme din mediul periglaciar. Cele mai multe au mai puţin de 5 m adîncime şi o lăţime care depăşeşte rar 2 km. Originea acestor lacuri este pusă în legătură cu topirea permafrostului care conţine un volum de gheaţă mult mai mare decât volumul porilor din sol. Prin topire se produce subsidenţa depozitelor cu apariţia unor depresiuni mici care sunt umplute de apă. Aceste forme apar mai ales în regiunile cu un drenaj foarte slab şi au o existenţă de numai câteva sute de ani, pentru că se colmatează repede, după care sunt acoperite cu turbă. În anumite zone, cum ar fi câmpia litorală din nordul Alaskăi, lacurile de topire au o formă alungită (raportul lungime/lăţime fiind de 2:1 sau 3:1) tinzând să fie orientate pe o anumită direcţie, de unde şi denumirea de lacuri orientate. Cauzele acestor orientări sunt complexe, însă majoritatea specialiştilor sunt de acord că un rol primordial îl au vânturile dominante pe o anumită direcţie în conformitate cu care sunt depuse materialele pe malurile lacurilor.

Termonişele (thaw slumps) reprezintă cavităţi de formă semicirculară (pe versanţi sunt orientate spre avale), apărute ca urmare a dezvelirii maselor de gheaţă care sunt supuse apoi dezgheţului. Expunerea maselor de gheaţă se realizează prin eroziunea laterală a râurilor sau în urma mişcărilor în masă declanşate pe versanţi. În timpul verii datorită dezgheţului se produce o supraumezire a materialele care acoperă masa de gheaţă propice apariţiei deplasări de tipul curgerilor de noroi sau solifluxiuni. Prin topirea acestor sâmburi de gheaţă se formează termonişele ale căror abrupturi de obârşie pot depăşi uneori 8 m înălţime, şi având o rată de retragere, în unele cazuri, de peste 7 m/an.

Termocircurile (thermocirques) sunt forme la scară mare ale termonişelor care apar atunci când în procesul de retragere a versanţilor sunt intersectate pene de gheaţă. Prin topirea poligoanelor de pene de gheaţă poate apărea o reţea de canale liniare sau poligonale (văi) care înconjoară o înălţime centrală.

Termodepresiunile de dimensiuni mai mari (3 - 40 m adâncime şi 100 m - 150 km lăţime) sunt denumite alas-uri. Acestea sunt forme complexe care apar ca

urmare a schimbărilor climatice sau a producerii unor importante modificări la suprafaţa terenurilor cum ar fi, de exemplu, incendiile de mari proporţii. Perturbarea condiţiilor de mediu are drept rezultat degradarea permafrostului, proces care contribuie la coborârea suprafeţei terenului, apariţia lacurilor şi pingo (fig. 13.16.). Într-o fază incipientă a degradării permafrostului (fig. 13.6. B) apar o serie de movile acoperite cu vegetaţie denumite baidjarakh-uri, înconjurate de porţiuni mai joase care corespund penelor de gheaţă din sol.

241

Fig. 13.16. Reprezentarea schematică a secvenţelor de dezvoltarea şi distrugere a alas-urilor (Summerfield, 1997). A. suprafaţa iniţială, slab înclinată, cu pene de gheaţă; B. efectul creşterii în adâncime a stratului activ, ca urmare a încălzirii climei sau a unor perturbări la nivelul suprafeţei (formarea baydjarakh-urilor); C. faza termocarstului iniţial; D. faza de tinereţe a alas-urilor; E. faza de maturitate a alas-urilor; F. faza de bătrâneţe a alas-urilor; G. faza de formare a pingo-urilor; H. dezvoltarea şi distrugerea pingo-urilor.

O eventuală fuzionare a alas-urilor individuale duce la formarea văilor tip alas care pot să atingă mai mulţi kilometri lungime. Formele de acest tip sunt caracteristice, mai ales, pentru Iakuţia centrală unde condiţiile particulare sunt foarte favorabile dezvoltării alas-urilor. Se estimează că în Pleistocen pe circa 40 - 50 % din suprafaţa acestei regiuni peisajul cu alas-urile era predominant.

13.5.3. Forme periglaciare asociate proceselor de versant

Spre deosebire de desenele periglaciare (poligoane, cercuri etc.) care constituie, în primul rând, rezultatul procesului de îngheţ, formele care urmează să fie tratate în acest capitol, apar acolo unde predomină procesele de transport. Asta nu înseamnă că acţiunea îngheţului este absentă. Dimpotrivă, procesele de îngheţ-dezgheţ constituie "preludiul" necesar declanşării mişcărilor în masă şi, probabil, aceste două categorii de procese acţionează simultan la realizarea formelor finale.

13.5.3.1. Formele datorate gelifluxiunilor

Includ terasetele, lobii, "râurile" şi pânzele de solifluxiune. Această mare varietate de forme, rezultate în urma proceselor de gelifluxiune, se datorează diferenţelor texturale, umezeală şi de pantă ale versaţilor pe care apar. Pânzele de gelifluxiune (gelifluction sheets) apar sub forma unor suprafeţe aproape netede, cu o pantă redusă (sub 10°), având fruntea sub forma unei trepte mai puţin evidente decât în cazul teraselor de solifluxiune (gelifluction benches) la care atinge 20 – 100 cm înălţime. Terasetele se prezintă ca trepte cu lungimi de câţiva zeci de metri şi lăţimi de 1 – 1,5 m, rezultate în urma proceselor de gelifluxiune pe versanţi cu o înclinare sub 15°. Pe versanţii cu o pantă mai mare (10° – 20°) caracteristici sunt lobii de gelifluxiune (gelifluction lobes), sub aspectul unor limbi alungite de materiale, cu o lăţime cuprinsă între 30 – 50 m. Pentru formele mult mai alungite se utilizează denumirea de "râuri" de gelifluxiune (gelifluction streams) a căror frunte, ca şi în cazul lobilor, au o înălţime cuprinsă între 1 – 6 m, fiind supusă adesea proceselor de eroziune. Depozitele de gelifluxiune sunt, în

242

general, slab sortate, însă în anumite situaţii se poate observa şi o stratificaţie incipientă. Clastele angulare sunt, în mod obişnuit, orientate cu axa mare paralel cu direcţia mişcării.

13.5.3.2. Câmpurile de blocuri

În majoritatea tratatelor de specialitate, formele de acumulare ale gelifractelor sunt reunite sub denumirea de câmpuri de blocuri (blockfields, în engleză; felsenmeer, în germană), cu toate că termenul original se referă strict la suprafeţele slab înclinate pentru care mişcările în masă sunt nesemnificative. Autorii respectivi (Washburn, 1973; Ritter, 1982, Summerfield, 1997) consideră că indiferent de poziţia acestor depozite (pe versanţi, la baza acestora sau pe suprafeţele relativ plane) sau de faptul că sunt ori nu afectate de procesele de mişcare în masă se poate utiliza denumirea generică de câmpuri de blocuri.

Gelifractele rezultate prin dezagregarea rocilor în urma acţiunii îngheţ-dezgheţului sunt antrenate în mişcări cu viteze diferite, în funcţie de panta terenurilor. Astfel, deplasările pot fi lente, "piatră cu piatră", fenomen cunoscut sub denumirea de rock-creep sau pot fi violente, prin rostogolire, însă tot "piatră cu piatră". Rezultatul final al acestor procese de deplasare se concretizează printr-o mare varietate de forme de acumulare pe versanţi sau la baza acestora, cunoscute sub denumirea de versanţi de blocuri, râuri de pietre, câmpuri de blocuri, conuri sau trene de grohotiş, pânze de grohotiş etc.

Fig. 13.17. Blocuri glisante (Niculescu, 1965).

Atunci când versanţii sunt acoperiţi în proporţie de cel puţin 50 % cu blocuri colţuroase cu dimensiuni cuprinse între 1 şi 3 m (sau chiar mai mari), se vorbeşte de aşa-numiţii versanţi de blocuri (block slopes). În cazul râurilor sau torenţilor de pietre, materialele dezagregate se concentrează de-a lungul unor aliniamente longitudinale sau jgheaburi umplute în totalitate, fiind caracteristice, la fel ca şi prima categorie, versanţilor mai puţin înclinaţi (5° – 6°). În unele situaţii, ca urmarea a densităţii crescute a râurilor de pietre, versantul capătă aspectul unor panglici de gelifracte, dispuse aproape paralel. Deplasarea gelifractelor este datorată în cea mai mare parte proceselor de gelifluxiune şi creep, dovada acestor mişcări fiind dată de orientarea blocurilor cu axa mare spre avale. Fragmentele de rocă, de mari dimensiuni, care se deplasează lent şi

243

intermitent pe versanţii cu o înclinare redusă, poartă denumirea de blocuri glisante (fig.13.17.). Mişcarea este mai activă în timpul dezgheţului sau a supraumezirii solului, dând naştere unui val şi unei microdepresiuni. Pe suprafeţe relativ plane, de la latitudini mari sau din munţii înalţi, apar adesea acumulări imense blocuri, cunoscute sub denumirea de câmpuri de blocuri (s.s). Formarea acestora este pusă pe seama dezagregării rocilor in situ ca urmare a îngheţ-dezgheţului şi a proceselor de elevaţie periglaciară (frost heaving) asupra rocilor fisurate ale substratului. Deoarece panta este foarte mică (până la 10°), deplasarea acestor blocuri este redusă, putând apare numai atunci când se depăşeşte unghiul critic de stabilitate; în acest caz blocurile tind să se deplaseze, formându-se benzile de blocuri (block stripes).

Acumulările de fragmente colţuroase de roci de la baza versanţilor poartă denumirea de grohotişuri. Mărimea acestor depozite, ca şi a elementelor constituiente, depinde de caracteristicile petrografică şi structurale ale ariei sursă, de condiţiile climatice care condiţionează intensitatea ciclurilor gelive etc. Fragmentele de rocă sunt dispuse în funcţie de forma şi volumul lor, de condiţiile iniţiale (în primul rând topografia) şi ulterioare acumulării acestora ( de exemplu, pot fi afectate de o gelifracţie secundară, de procesele de nivaţie, de scurgere etc.). De regulă, blocurile cele mai mari sunt dispuse la partea inferioară a acumulărilor, iar cele mai fine spre partea superioară şi mai ales către partea centrală ca urmare a proceselor de fragmentare şi resortare ulterioare. Blocurile cele mai mari se află situate la o anumită distanţă faţă de masa principală. În adâncime, granulometria depozitelor devine din ce în ce mai fină datorită proceselor de dezagregarea in situ a fragmentelor mari şi a antrenării particulelor mici de către apa de infiltraţie. Se pot distinge trei tipuri principale de acumulări de grohotiş; o masă neuniformă de gelifracte, acolo unde procesul este la început sau are o mai mică intensitate; conuri de grohotiş situate la capătul unor jgheaburi de canalizare a fragmentelor de rocă; trene continui de astfel de conuri denumite taluzuri de grohotiş. Cele mai însemnate acumulări de grohotişuri se întâlnesc în vechile zone periglaciare unde, alături de cele pleistocene fixate de sol şi vegetaţie, apar şi grohotişuri actuale, mobile.

13.5.3.3. Gheţarii de pietre (rock glaciers)

Reprezintă acumulări de fragmente de rocă colţuroasă (care pot depăşi diametre de 3 m), în amestec cu gheaţă şi zăpadă şi se aseamănă ca formă cu gheţarii de mici dimensiuni. În mod obişnuit, gheţarii de pietre se pot clasifica în funcţie de două criterii: după aspectul în plan se disting gheţari de pietre sub formă de limbă şi de tip lobat; prezenţa sau absenţa gheţii în interiorul masei de gelifracte permite separarea în două grupe: gheţari de pietre activi şi inactivi (fosili).

Gheţarii de pietre sub formă de limbă sunt dispuşi pe văi, ale căror obârşii sunt reprezentate de fostele circuri glaciare, de unde şi forma externă asemănătoare cu a gheţarilor de vale propriu-zişi. În schimb, cei de formă lobată

244

sunt mult mai scurţi, dar cu o extindere mai mare în suprafaţă şi se dezvoltă pe versanţii care prezintă abrupturi furnizoare de materiale în partea superioară. Gheţarii de pietre din prima categorie au lungimi de la câteva sute de metri până la peste 1 km, iar lăţimile variază în funcţie de cele ale văii pe care se canalizează (mai ales în partea superioară, pentru că în partea inferioară se răsfiră pe mai multe zeci de metri). Gelifractele sunt în aşa fel dispuse încât pot să apară pe suprafaţa gheţarilor de pietre diferite valuri transversale sau de formă lobată, şanţuri, microdepresiuni, crevase etc., similare celor care apar în cazul gheţarilor adevăraţi (fig. 13.18.). Partea frontală poate să depăşească uneori 100 m înălţime, panta fiind de 30 - 45°.

Fig.13.18. Profil longitudinal printr-un gheţar de pietre ( Campy, Macaire, 1989)

Foto. 13.10. Gheţar de pietre in Alaska (B. Molnia, U.S. Geological Survey).

Gheţarii de pietre activi se întâlnesc în regiunile polare şi subpolare precum şi în munţii înalţi de la latitudini medii. Grosimea acestora poate fi cuprinsă între 15 şi 50 m, rata de mişcare fiind de ordinul centimetrilor până la câţiva metri pe an, în funcţie de condiţiile locale. Un rol principal în deplasarea acestora îl deţin gheaţa interstiţială care ocupă golurile dintre gelifracte (denumită şi gheaţă de tip matrice - ice cemented type), gheaţa reziduală (sâmburi de gheaţă din interiorul masei de roci - ice-cored type) şi firn -ul. Sâmburii de gheaţă pot proveni fie din

245

acoperirea cu gelifracte a unor gheţari aflaţi în retragere sau constituie gheaţa moartă din interiorul depozitelor morenaice. În zonele în care sunt prezenţi şi gheţari de pietre şi cei propriu-zişi, distincţia dintre aceştia se face după cantitatea de materiale transportate. Gheţarii de pietre inactivi sau fosili au o răspândire mare în actualele regiuni temperate care au funcţionat în trecut ca zone periglaciare (de exemplu, în Carpaţi au funcţionat în Pleistocen între 1500 - 1800 m altitudine). În ţara noastră, cercetări detaliate asupra acestui fenomen au fost realizate de Urdea (2000) în Munţii Retezat, unde au fost identificaţi 93 de gheţari de pietre.

13.5.3.4. Depozitele de versant stratificate

Sunt rezultatul conjugării acţiunii proceselor de gelifracţie, gelifluxiune, fluvio-denudaţionale (curgere în suprafaţă, şiroire) şi uneori a celor eoliene. În această categorie se includ grézes-litées-urile şi depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique).

Grézes-litées-urile sau rostogolirile ordonate apar la baza versanţilor cu înclinare mică (fig. 13.19), fiind formate dintr-o succesiune de strate mai fine cu unele mai grosiere, cel mai adesea cimentate (pentru stratele mai grosiere fracţiunile mai mici de 0,5 mm deţin o pondere foarte mică). Grosimea unui astfel de strat variază de la câţiva centimetri la 20 - 25 cm, variaţiile apărând dinspre partea din amonte înspre cea din aval. Aria sursă a materialelor componente ale grézes-litées-urilor o constituie, în majoritatea cazurilor, substraturile calcaroase (de aceea, cele mai tipice forme sunt alcătuite din nisipuri calcaroase), însă şi o întreagă altă gamă de roci pot sta la originea particulelor care alcătuiesc aceste depozite, cum ar fi: roci vulcanice (Groenlanda şi Anzii Chilieni), gnaise şi micaşisturi (Anzii Venezuelei, Germania), şisturi cristaline (Masivul Central Francez, Ţara Galilor) etc. În ceea ce priveşte geneza acestor depozite, cel mai adesea, sunt invocate două ipoteze: (i) ipoteza crionivală - conform căreia punerea în loc a stratelor succesive (cicloteme) se datorează şiroirilor pe un substrat îngheţat care apar după topirea zăpezii. Alternanţa de strate cu granulometrie mai fină sau mai grosieră constituie rezultatul aportului diferenţiat; (ii) ipoteza acţiunii conjugate a proceselor de gelifluxiune şi a celor de scurgere - benzile cu materiale mai fine sunt opera gelifluxiunilor care apar după dezgheţul părţii superficiale ale solului. Partea superioară a stratelor cu o granulometrie mai fină poate fi îmbogăţită cu materiale argiloase prin şiroire. Stratele mai grosiere se formează prin spălarea şi evacuarea de către apele de şiroire a particulelor cele mai mici de la partea superioară a benzilor mai fine.

246

Fig. 13.19. Poziţia grézes-litées-urilor în context geomorfologic (Campy, Macaire,1989)

Depozitele de versant ritmic stratificate (litage periodique) se deosebesc de grézes-litées- uri prin faptul că sunt mult mai grosiere şi necimentate. Iau naştere la baza versanţilor văilor în condiţiile unui permafrost foarte aproape de suprafaţă, situaţie în care materialele recent acumulate sunt protejate împotriva îndepărtării totale prin ablaţie. Formarea acestor depozite este pusă pe seama gelifluxiunilor, a scurgerilor în suprafaţă şi a vântului. În multe cazuri apar ca adevărate glacisuri de acumulare, alcătuite din strate etajate cu o regularitate mai mare sau mai mică.

13.5.3.5. Forme crionivale.

La baza abrupturilor se acumulează întotdeauna mai multă zăpadă care se menţine un timp mai îndelungat; aceasta, prin îngheţare, se comportă ca o suprafaţă de gheaţă veritabilă care înlesneşte alunecarea gelifractelor care se desprind din abrupt ca urmare a variaţiilor de temperatură. Gelifractele se acumulează la prima schimbare de pantă unde covorul de zăpadă este discontinuu şi se formează un "val" de depozite, asemenea unor morene glaciare. Suprafaţa aflată sub zăpadă rămâne practic neutră din punct de vedere al dinamicii şi între abruptul de gelifracţie şi acumularea de grohotişuri se formează o excavaţie asimetrică (versantul dinspre abrupt este mai lung), constituind o formă denumită nişă de nivaţie (scochină) (fig. 13.20.).

Fig. 13.20. Nişă nivală (Hamelin, Cook, 1967)

247

Grohotişurile acumulate la partea inferioară a nişei nivale au forma unor adevărate arcuri de cerc, care, văzute în plan, se aseamănă cu nişte potcoave, de unde şi denumirea de potcoave nivale (morene nivale). Într-o fază avansată de evoluţie a acumulărilor de grohotiş şi de stagnare multianuală a zăpezii, are loc şi o deplasare a masei depozitelor sub efectul mişcării zăpezii prin aşa-numitul fenomen de deplasare lentă sau snow-creep.

13.5.4. Forme periglaciare poligenetice

13.5.4.1. Văile asimetrice

Această denumire este dată acelor văi care au un versant mult mai înclinat decât celălalt. Văile asimetrice pot apare în cele mai diverse condiţii de mediu, însă s-a observat o mai mare densitate a acestora în zonele periglaciare (sau care au fost cuprinse în această zonă). Studiile confirmă faptul că nu există o orientare preferenţială a versanţilor mai înclinaţi (tabel 13.4.), cu toate că în emisfera nordică (la latitudini mai mici de 70°) s-a observat că cei cu pantă mai mare sunt, de obicei, orientaţi spre nord.

Tabel 13.4. Tipul de asimetrie al versanţilor în zonele periglaciare din emisfera nordică (Summerfield, 1997)

Localizarea exemplelorOrientarea versantului

mai înclinatOrientarea văii

Alaska centrală N E-VNord-vestul Alaskăi N E-VInsula Southmpton, Canada N E-VInsula Banks, Canada SV NV-SEDealurile Caribou, Canada N,S E-VIakuţia, Siberia (3 cazuri) N E-VAndreeland, vestul Ins. Spitzbergen S E-VConwayland, vestul Ins. Spitzbergen V N-SKaffioya-Ebene, vestul Ins. Spitzbergen S E-VWollaston - Vorland, estul Groenlandei N E-V

Această situaţie se explică prin faptul că versanţii orientaţi spre sud sunt expuşi razelor solare un timp mai îndelungat, ceea ce cauzează topirea rapidă a

248

zăpezii, supraumezirea solului şi apariţia gelifluxiunilor sau a altor procese de mişcare în masă. În consecinţă, prin aceste procese are loc o reducere a unghiului de pantă, ajungându-se la versanţi prelungi de tipul glacisurilor.

Fig. 13.21. Formarea văilor asimetrice (Hamelin, Cook, 1967)

Versanţii orientaţi spre nord vor fi în umbră o perioadă mai mare din timpul verii, permafrostul rămâne aproape intact, contribuind la o mai mare stabilitate a depozitelor neconsolidate. Procesele predominante pe aceşti versanţi vor fi reprezentate de eroziunea laterală, surpări, prăbuşiri care determină accentuarea unghiului de pantă. De asemenea, vânturile regulate au un rol deosebit de important la geneza văilor asimetrice pentru că, în general, zăpada tinde să se acumuleze în cantităţi mai mari pe versanţii de sub vânt (adăpostiţi), topirile din scurta perioadă de vară favorizând procesele de mişcare în masă (fig. 13.21.).

13.5.4.2. Terasele de crioplanaţie şi criopedimentele

Terasele de crioplanaţie (cunoscute sub denumirea de terase de altiplanaţie sau terase goletz) sunt suprafeţe cu înclinări mici (câteva grade) care apar pe culmile montane sau la partea superioară a versanţilor ca urmare a retragerii abrupturilor, în principal, datorită proceselor de îngheţ-dezgheţ. Criopedimentele sunt forme similare dar, care se dezvoltă la baza versanţilor. În apariţia acestor forme un rol de bază îl joacă petrografia şi structura depozitelor constituiente ale versanţilor, prin faptul că cele mai tipice terase se dezvoltă acolo unde apar alternanţe de roci cu grad de gelivitate diferit sau în zonele în care stratele sunt aproape orizontale. Podurile acestor terase pot avea lăţimi de la 10 m la 2 km, în unele cazuri chiar peste 10 km.

Frontul sau taluzul are înălţimi de până la peste 70 m şi o înclinare de 30° sau mai mult acolo unde sunt acoperite cu gelifracte şi aproape de 90° unde este expusă roca in situ. Terasele pot fi acoperite de o cuvertură groasă de gelifracte sau pe suprafaţa lor pot să apară cercuri, poligoane de pietre etc. În evoluţia acestor forme se pot distinge mai multe stadii (fig. 13.22.).

249

Fig. 13.22. Stadiile de dezvoltare a teraselor de crioplanaţie în roci rezistente la eroziune: (A) - suprafaţa iniţială; (B) - formarea nişelor de nivaţie; (C) - iniţierea formării teraselor de crioplanaţie; (D) - stadiul de maturitate în dezvolarea teraselor de crioplanaţie; (E) - stadiul iniţial de formare a suprafeţelor de crioplanaţie; (F) - martori de eroziune pe suprafeţele de crioplanaţie. Săgeţile indică sensul de modificare al suprafeţelor (Summerfield, 1997).

Conform modelului prezentat în această figură, dezvoltarea teraselor de crioplanaţie începe prin apariţia unor nişe de nivaţie sau a unor mici trepte asociate zonelor de acumulare a zăpezii. Procesele de nivaţie în combinaţie cu cele de îngheţ-dezgheţ contribuie la retragerea abrupturilor nişelor, materialele rezultate fiind transportate de la baza acestora prin intermediul gelifluxiunilor şi a scurgerilor în suprafaţă. Retragerea continuă a abrupturilor pe toate laturile va duce la detaşarea unor martori de eroziune, pe fondul unor suprafeţe slab înclinate. Criopedimentele se dezvoltă, probabil, prin aceleaşi mecanisme, cu excepţia că în acest caz scurgerea în suprafaţă deţine un rol mult mai mare în transportul gelifractelor decât gelifluxiunile. Un model asemănător prezintă şi Ichim (1973) în Munţii Călimani, în zona platourilor Rătitiş şi Drăguş.

13.6. Climatele periglaciare şi limitele acestora

Din cele prezentate în capitolele anterioare se poate concluziona că prin periglaciar se înţelege sistemul morfoclimatic din regiunile reci, descoperite permanent de gheaţă, situate, în mod obişnuit, dincolo de limita pădurii şi în care se dezvoltă un ansamblu de forme şi structuri create în special prin acţiunea complexă a îngheţului.

Karte (1979) a propus o separare a regiunilor morfogenetice periglaciare din emisfera nordică în mai multe zone distincte (fig. 13.23.):

(i) în regiunile cu climat maritim (de exemplu, sud-vestul Peninsulei Alaska), în domeniul permafrostului discontinuu se desfăşoară zona periglaciară subpolar maritimă caracterizată de prezenţa muşuroaielor înierbate, a solifluxiunilor, a structurile sortate etc. Limita acestei zone corespunde cu izoterma medie anuală de -1°C - -2°C;

250

(ii) între limita nordică a pădurii boreale şi cea sudică a permafrostului continuu (acolo unde temperatura medie a lunii cele mai calde poate să depăşească 25°C) se desfăşoară zona periglaciară boreală unde formele periglaciare dominante sunt cele asociate gheţii de segregaţie (pingo, termocarst, pene de gheaţă, poligoane de pene de gheaţă, turbării reticulate = strig bogs etc.); (iii) pe măsura accentuării continentalismului (de la ţărmuri spre interiorul continentelor şi la sud de zona periglaciară boreală) regimul termic şi al precipitaţiilor se modifică semnificativ astfel încât se poate separa o zonă periglaciară subpolară; (iv) spre poli, tipurile regionale sunt reprezentate, mai întâi, de zona periglaciară de tundră, şi apoi de cele periglaciare a grohotişurilor îngheţate polare (polar frost rubble zone şi high polar frost rubble zone). Ariditatea accentuată a ultimei zone contribuie la formarea unor cantităţi reduse de gheaţă în sol. Ca urmare, formele periglaciare reprezentative sunt câmpurile de pietre sau alte tipuri asociate proceselor de gelifracţie. O variantă extremă a acestui tip apare şi în văile foarte uscate din Antarctica (McMurdo, Victoria Land).

Fig. 13.23. Zonele morfogenetice periglaciare din emisfera nordică (Chorley et al., 1985)

Tabel 13.5. Clasificarea climatelor periglaciare (Summerfield, 1997)

251

Zone joase din ţinuturile polare

Temperatura medie a lunii celei mai reci ‹ -3°CZonele sunt caracterizate prin prezenţa cupolelor glaciare, a suprafeţelor de rocă nudă (praguri glaciare) şi o vegetaţie de tundră

Zone joase din ţinuturile subpolare

Temperatura medie a lunii celei mai reci ‹ -3°C iar a lunii celei mai calde de › 10°C. Taigaua constituie tipul de vegetaţie principal. Izoterma de 10°C a lunii cele mai calde coincide cu limita nordică a pădurii.

Zone joase din ţinuturile situate la latitudini medii

Temperatura medie a lunii celei mai reci ‹ -3°C dar cu temperaturi medii › 10°C cel puţin patru luni pe an.

Zone înalteClimatul este influenţat în primul rând de altitudine şi apoi de latitudine. Oscilaţiile temperaturilor diurne sunt între limite foarte largi.

Etajarea zonelor periglaciare din munţii înalţi este redată în figura 13.24., sub forma unei secţiuni idealizate de la poli spre ecuator. În zona subpolară şi la latitudini medii etajul periglaciar este format din trei subetaje:

(i) Subetajul inferior în care apar forme de solifluxiune acoperite de vegetaţie;(ii) Subetajul mediu, caracterizat de diferite forme de sortare şi solifluxiuni

incomplet acoperite de vegetaţie; (iii) Subetajul superior, în care apar, de asemenea, forme de sortare şi

solifluxiuni, însă neacoperite de vegetaţie.

Fig. 13.24. Profil idealizat al zonei periglaciare montane din emisfera nordică

(Chorley et al., 1985)

Treptat, spre munţii înalţi din regiunile subtropicale cu vară secetoasă, subetajul periglaciar inferior se reduce continuu până la dispariţie. În munţii înalţi situaţi la latitudinile climatului arid, umezeala este insuficientă pentru o activitate periglaciară semnificativă, cu toate că temperaturile sunt destul de coborâte.

252

Creşterea umidităţii spre zona ecuatorială are drept urmare conturarea unui etaj periglaciar distinct, în care ciclurile diurne îngheţ-dezgheţ conduc la apariţia unor forme reduse de solifluxiune şi de sortare.

Pragul climatic caracteristic limitei inferioare a zonei periglaciare din munţii înalţi variază considerabil. La latitudini subpolare temperatura medie a aerului este de - 2°C, la latitudini medii de - 1°C până la + 5°C, în zona tropicală semiaridă de + 3°C - +6°C, iar în cea tropical umedă de 0°C.

Rezumat

Prin periglaciar se înţelege acel mediu natural în care acţiunea proceselor de îngheţ-dezgheţ este dominantă; limita inferioară, din punct de vedere al regimului termic, pentru dezvoltarea proceselor periglaciare este considerată izoterma anuală de + 3° C, limită până la care se pot produce solifluxiunile. Teritoriile cuprinse în acest domeniu, spre regiunile polare ca şi din masivele montane înalte, ocupă peste 20 % din suprafaţa uscatului. Trăsătura caracteristică regiunilor periglaciare este prezenţa permafrostului, o apariţie naturală de material care are o temperatură medie anuală mai mică de 0° C cel puţin doi ani consecutiv. Permafrostul continuu se caracterizează prin grosimi foarte mari, depăşind 100 m, iar în zonele circumpolare chiar până la 1000 m şi mai mult. Partea superioară a permafrostului supusă anual fenomenelor de îngheţ-dezgheţ, cunoscută sub denumirea de strat activ sau molisol (sol moale), are o grosime de 1 – 3 m sau mai mult. În masa permafrostului pot apărea areale neîngheţate denumite zone talik.

Procesele periglaciare sunt : îngheţ-dezgheţul (cu cele mai importante efecte în dezagregarea rocilor, numită gelifracţie, iar materialele rezultate de numesc gelifracte) ; crioturbaţia (ansamblul deranjamentelor şi deplasărilor materiei ce au loc în sol, scoarţa de meteorizare sau în roci neconsolidate sub efectul îngheţ-dezgheţului. Procesele de crioturbaţie includ elevaţia periglaciară şi împingerea laterală, fisurarea datorită îngheţului, gelicreep-ul, gelifluxiunile etc., acţiunea acestora ducând la apariţia terenurilor cu desene periglaciare sau terenuri structurate (patterned ground), a cutărilor regulate (involuţii, plicaţii), a lobilor de gelifluxiune etc. ; activitatea fluvială ; activitatea eoliană.

Formele de relief periglaciare sunt : desenele periglaciare (soluri poligonale, cercuri, reţele, benzi, terasete), formele asociate permafrostului (penele de gheaţă, pingo, palsas, forme de termocarst), forme asociate proceselor de versant (terasete, lobi şi pânze de solifluxiune, câmpurile de blocuri, gheţarii de pietre, depozitele de versant stratificate, forme crionivale) şi forme poligenetice (văi asimetrice, terasele de crioplanaţie şi criopedimentaţie).

Bibliografie selectivă

CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology, Methuen, London.

253

FRENCH, H.M. (1976), The periglacial environments, Longman, London.HAMELIN, E.I., COOK, F. (1967), Periglaciaire par l’image, Univ. Laval,

Quebeque.ICHIM, I. (1972, 1973) – Problema teraselor de crioplanaţie din Masivul

Călimani, Lucr. Staţ. „Stejarul”, Geol. – Geogr., Pângăraţi.ICHIM, I. (1973) – Cu privire la unele fenomene periglaciare din Carpaţii

Orientali, vol. „Realizări în geografia României”, Edit. Şt., Bucureşti.ICHIM, I., (1979), Munţii Stânişoara. Studiu geomorfologic, Ed.Academiei,

Bucureşti.ICHIM, I. (1980), Hipercontinentul îngheţului veşnic, Ed. şt. şi enciclopedică,

BucureştiNICULESCU, GH., NEDELCU, E. (1961), Contribuţii la studiul microreliefului

crio-nival din zona înaltă a Munţilor Retezat – Godeanu – Ţarcu şi Făgăraş – Iezer, Probl. de geogr. vol. VIII.

NICULESCU, GH. (1965), Masivul Godeanu. Sudiu geomorfologic. Editura Academiei, Bucureşti.

POSEA, G., GRIGORE, M., POPESCU, N., IELENICZ, M., Geomorfologie, Ed. Didactică şi pedagogică, Bucureşti.

RAPP, A. (1986), Slope processes in high latitude mountains. Progress in Physical Geography 10.

TUFESCU, V., (1966), Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea accelerată, Editura Academiei, Bucureşti.

URDEA, P. (1998), Permafrost monitoring and prediction in Southern Carpathians, Romania, In: International Permafrost Association, Boulder, Univ. of Colorado.

URDEA, P. (2000), Munţii Retezat. Studiu geomorfologic, Editura Academiei.WASHBURN, A. L. (1979), Geocryology: A survey of periglacial processes

and environments. Edward Arnold, London.

254